procesos geolÓgicos relacionados con la formaciÓn …
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UNIVERSIDAD CATÓLICA DEL NORTE FACULTAD DE INGENIERÍA Y CIENCIAS GEOLÓGICAS
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS GEOLÓGICAS
PROCESOS GEOLÓGICOS RELACIONADOS CON LA FORMACIÓN DE SULFUROS DE Cu PRIMARIOS DE LOS YACIMIENTOS ESTRATOLIGADOS DE Cu: EL CASO DEL YACIMIENTO LINCE-ESTEFANÍA, DISTRITO MICHILLA, SEGUNDA REGIÓN DE ANTOFAGASTA, CHILE.
Tesis para optar al grado de Doctor en Ciencias, Mención Geología
DANIA TRISTÁ AGUILERA
Antofagasta, Mayo 2007
Profesores Guía: Dr. Shoji Kojima Dr. Diego Morata Céspedes
…Se repiten mis palabras, el sentimiento es el mismo,
el amor se acrecienta…
“A mi madre: luz y estrella que alcanzar”
“A mi padre: guía para llegar”
“A mi hermano: dulce amor y gran compañía”
“A Diego Enrique: donde estés, eternamente en mi corazón”
AGRADECIMIENTOS
El trabajo de tesis que se presenta a continuación fue desarrollado en el marco del
Programa de Doctorado en Ciencias, Mención Geología de la Universidad Católica del Norte
(Antofagasta), con financiamiento de la Beca de Doctorado “Mejoramiento de la Equidad y la
Calidad de la Educación Superior (MECE-Superior)”. De esta manera, deseo entregar mis
profundos agradecimientos a la Universidad Católica del Norte y a todos aquellos académicos
y no-académicos, fundamentalmente del Departamento de Ciencias Geológicas, que hayan
aportado de alguna u otra forma en el desarrollo de esta Tesis. Hago extensiva mi inmensa
gratitud al Gobierno de Chile por el otorgamiento de la Beca de Doctorado.
Es imposible cuantificar mi agradecimiento hacia Jorge Camacho, Fernando Ferraris,
Ronald Standen, y a todo el equipo de trabajo de la entonces Superintendencia de Geología de
Minera Michilla S.A….he dejado allí un pedazo de mi corazón geológico. En este mismo
grupo deseo incluir al Decano de la Facultad de Ciencias de la Universidad de Arizona, quién
por alguna razón, sin saber quién era, me dio abiertamente la posibilidad de desarrollarme en
su laboratorio, y no sólo de aprender mucho, sino que también de visualizar las cosas desde el
otro lado de la moneda, conocer no sólo un lugar, sino que también gente y amigos…grandes
amigos. Muchas, muchas gracias Joaquín Ruíz.
A las personas e instituciones anteriormente nombradas les agradezco por el
financiamiento de la mayor parte de los análisis realizados en esta Tesis.
Fernando Barra, muy agradecida estoy por el tiempo (fue bastante), la enseñanza, las
horas interminables y verdaderamente ricas en conocimiento en los laboratorios de alta pureza
del Departamento de Geociencias de la Universidad de Arizona. Gracias por todo el aporte,
aprendizaje y discusión en temas de la tesis (Re-Os).
Deseo agradecer a quienes guiaron mis primeros pasos durante mi propuesta de tesis,
Gabriel González, José Cembrano, Sergio Espinoza. A este último le debo mi cariño por los
“estratoligados de Cu”.
Agradezco también al Sr. Stephen Chryssoulis, Jefe del Laboratorio AMTEL de la
Universidad de Oeste de Ontario, Canadá, por facilitar y financiar el desarrollo de gran parte
de los análisis realizados por microsonda electrónica.
Debo incluir y agradecer profundamente a algunas personas de otras instituciones que
aportaron también en mi tesis y que me permitieron aprender e involucrarme en lo que muchas
veces observamos desde lejos…los procedimientos de cómo obtenemos los resultados sobre
los cuáles finalmente se hacen los análisis y discusión. Muchas gracias a Oscar Talavera
(Universidad Autónoma de Guerrero, México), Mauricio Belmar (Universidad de Chile), Sres.
Juan Vargas y Jaime Martínez (Universidad de Chile), Sra. Sonia Helle y profesor Marcos
Pincheira (Universidad de Concepción).
Un párrafo y espacio especial he dejado durante la redacción de mis agradecimientos
para dedicarle a los profesores guías de esta Tesis de Doctorado. Al profesor Shoji Kojima
agradezco su confianza en mi trabajo y el haber aceptado seguir indagando junto conmigo en el
conocimiento de los yacimientos estratoligados de Cu. A Diego Morata agradezco el haber
aceptado a mitad de camino, con muchas ganas y sin vacilar, ser profesor guía de este trabajo de
Tesis. Gracias por tu enseñanza, por tener siempre un “Sí” y una disposición infinita (a pesar de
la lejanía) con este, nuestro trabajo. Agradecida estoy por todo lo aprendido, por tu confianza,
por transmitir fuerza cuando las ganas se agotaban, por siempre buscar algo más que hacer, por
estar siempre pensando en la solución, por tus infinitos aportes desde un inicio, por las ganas de
un trabajo más, por saber que te sentías parte del trabajo. De verdad muchas gracias por haber
llegado a este fin.
Con la certeza de que todos sabrán el por qué de mis agradecimientos, deseo entregar
una inmensa gratitud a Oscar Talavera, Verónica Rodríguez, Laura Sandler, Francisca Barra,
Maria José Barra, Sebastián Sandler, Stuart Sandler, Robert (Q.E.P.D), Rafael del Río, Sergio
Salgado, Marisol Bembow, Mario Pereira, Rodrigo González, Daniela Villablanca, Daniel
Carrizo, Verónica Herrera y Jorge Quezada.
Al empezar a alejarme de la Universidad, otras puertas se abrieron. Con el conocimiento
de que no todo estaba concluido en mi institución de doctorado, un espacio se me dio para poder
terminar de escribir aquello que varios años antes había iniciado. Por ese espacio, por ese
tiempo, por la confianza debo agradecer profundamente a Álvaro Aliaga (Gerente General de
Anglo American Chile, División Mantos Blancos), Edgardo Riffo (Gerente de Minas), José
Rodríguez (Superintendente de Geología) y Enrique Calderón (Superintendente de Planificación
Mina).
Indiscutiblemente las palabras me faltan. Ni siquiera dar infinitas gracias me es
suficiente para referirme al amor incondicional, a la paciencia eterna, al apoyo, a la mirada
oportuna, a la palabra precisa, al abrazo necesario, de mis padres y hermano.
RESUMEN Las rocas volcánicas de la Formación La Negra de la Cordillera de la Costa del Norte de Chile alojan un gran número de yacimientos estratoligados de Cu-(Ag) ubicados entre los 22º - 26º Lat S, cuya génesis ha sido motivo de una continua controversia. Actualmente, la hipótesis que establece un origen epigenético para la formación de estos yacimientos es la más aceptada. La controversia se ha centrado entonces en determinar el origen de los fluidos hidrotermales responsables de los procesos de mineralización cuprífera. En este sentido, un origen hidrotermal metamórfico, magmático y no-magmático han sido propuestos. El yacimiento Lince-Estefanía del Distrito Michilla es representativo dentro de los de su tipo y ha sido considerado en este trabajo para contribuir a precisar el origen y la naturaleza de los fluidos hidrotermales formadores de los yacimientos, con el propósito de comprender mejor los principales procesos geológicos involucrados en la formación de los yacimientos estratoligados de Cu del Norte de Chile, con un enfoque en la formación de sulfuros de Cu primarios. La asociación calcosina-digenita y bornita representa el principal evento de mineralización primaria en Lince-Estefanía. Los minerales de mena forman cuerpos subparalelos a estratos, cuerpos de brechas y, en menor medida, vetas. Los cuerpos de mena son más abundantes en las zonas más cercanas a intrusivos de composición diorítica e invariablemente se encuentran asociados a ellos. Dos grupos de intrusivos subvolcánicos se destacan en el yacimiento. El primero de ellos es de composición diorítica (40Ar-39Ar: 157,4±3,7 Ma), pre-mineralización o que en parte pudieron ser contemporáneos con este proceso, y el segundo es de composición dacítica (40Ar-39Ar: 137,4±1,1 Ma) y posterior al proceso de mineralización de sulfuros de Cu. La signatura geoquímica de (87Sr/86Sr)o (0,70297-0,70351) sugiere que los intrusivos dioríticos son ligeramente más primitivos que las rocas de la Formación La Negra, pero en conjunto estos dos grupos de rocas tendrían un origen mantélico común. La geoquímica de los intrusivos dacíticos indica una mayor componente cortical para el magma que le dio lugar y sugiere que éstos se formaron como consecuencia de procesos distintos a los que originaron las rocas de la Formación La Negra y los intrusivos dioríticos. La edad Re-Os de 160 ± 16 Ma, determinada directamente en calcosina-digenita-bornita, representa la edad del principal evento de mineralización cuprífera del yacimiento. La edad plateau 40Ar-39Ar de 163 ± 1,6 Ma determinada en actinolita paragenéticamente asociada a calcosina-digenita, permite una mayor precisión de la edad del proceso de mineralización cuprífera de Lince-Estefanía. La geotermometría de clorita paragenéticamente asociada a calcosina-digenita y bornita sugiere que estos sulfuros se formaron en condiciones de temperatura entre 230º y 300ºC. Los bajos contenidos de AlIV (0,036-0,216 a.p.f.u) y NaM4 (0,026-0,159 a.p.f.u) obtenidos en cristales de actinolita indican que dicho mineral y, por ende, los sulfuros de Cu primarios se habrían formado, principalmente, por la acción de importantes gradientes geotermales y que la presión no jugó un rol fundamental en la formación del yacimiento. Esta característica, sugiere un origen para el yacimiento relacionado con la circulación de fluidos debido a la actividad intrusiva desarrollada en la Cordillera de la Costa del Norte de Chile y no como resultado de procesos de metamorfismo de carga. La razón isotópica inicial 187Os/188Os de 1,06 ± 0,09, obtenida a partir de la isócrona de edad 160 ± 16 Ma, indica que los fluidos mineralizadores tienen un origen con importante aporte cortical. Esto es corroborado por el rango de valores de γOs (entre +721,4 y +774,5) que específicamente sugiere que las rocas de la corteza superior son el principal aporte de Cu contenido en los sulfuros de Cu primarios. La composición isotópica de S de los sulfuros de Cu primarios del yacimiento (δ34S entre -1,6 y +0.4 ‰) indican una fuente muy homogénea y magmática para el S, probablemente relacionada con la actividad subvolcánica espacial y temporalmente asociada a la mineralización. Los datos obtenidos en este trabajo sugieren que los fluidos hidrotermales formadores del yacimiento Lince-Estefanía tienen una componente principalmente magmática y que la corteza superior habría aportado con el Cu contenido en los sulfuros de Cu primarios del yacimiento.
ABSTRACT
The La Negra Formation volcanic rocks of the Coastal Cordillera in Northern Chile host numerous stratabound Cu-(Ag) deposits distributed between 22º and 26º S. The genesis of these ore deposits has been a matter of continuous debate. At present, the epigenetic origin hypothesis is widely accepted as the formation mechanism of these deposits. The controversy has been focused on the origin of the hydrothermal fluid responsible of the cupriferous mineralization. In this sense, metamorphic, magmatic and non-magmatic hydrothermal origin theories have been proposed. The Lince-Estefanía deposit in the Michilla District is one of the most important ore deposits of this type, and was studied to constrain the origin and nature of the hydrothermal fluids forming of the stratabound Cu deposits, with the objective to better understand the principal geological processes involving in the formation of the stratabound Cu deposits of northern Chile. Particularly, this study focused on the primary Cu-sulfide formation.
Chalcocite-digenite and bornite mineralogical association is the main primary mineralization product in the Lince-Estefanía deposit. These ore minerals form parallel to subparallel (stratiform) and discordant breccia bodies, with veinlet formation locally. The ore bodies are distributed predominantly near dioritic intrusions, and are closely related to them. Two categories of subvolcanic intrusions prevail in the deposit: dioritic intrusion (40Ar-39Ar age: 157.4±3.7 Ma) interpreted as pre-or contemporaneous mineralization period, and dacitic intrusion (40Ar-39Ar age: 137.4±1.1 Ma) that postdate the mineralization event. The initial 87Sr-86Sr geochemical signature (0.70297-0.70351) suggests that the dioritic intrutions are slightly more primitive than La Negra Formation rocks, and both rocks are regarded to have been formed from common mantle-derived source magmas. Geochemical characteristics of the dacitic intrusions display major crustal components to their source magma, and thus this suggests that those were formed in a process different from the juvenile La Negra Formation and dioritic intrusion magmas.
Direct Re-Os isotopic age of 160 ± 16 Ma determined in chalcocite-digenite-bornite association corresponds to the principal Cu-sulfide mineralization age of the deposit. The 40Ar-39Ar plateau age obtained from actinolite, which is associated with chalcocite-digenite, gives a more precise age of 163 ± 1.6 Ma for the Cu-sulfide mineralization of the Lince-Estefanía deposit. Application of the geothermometer in chlorite associated with chalcocite-digenite and bornite suggests a temperature range between 230° and 300°C as the ore-forming condition. Low AlIV (0,036-0,216 a.p.f.u) and NaM4 (0,026-0,159 a.p.f.u) contents of the actinolite indicate that the mineral and associated primary Cu-sulfides were formed under a significant geothermal gradient, and that pressure played no fundamental role in the ore formation. This characteristic suggests that the ore formation was related to hydrothermal fluid circulation caused by the intrusive activity in the Coastal Cordillera of Northern Chile, rather than effect of burial metamorphic process. The initial 187Os/188Os ratio of 1.06 ± 0.09 obtained from the isochron age of 160 ± 16 Ma indicates that the ore-forming fluid has an origin with significant crust-derived components. This is in agreement with the range of the γOs values (between +721.4 and +774.5), which suggests specifically a principal contribution of upper crustal rocks to the primary Cu-sulfide formation. Homogeneous sulfur isotopic compositions of the primary Cu-sulfides (δ34S from -1.6 to +0.4 ‰) indicate a singular magmatic source, probably related to the subvolcanic activity accompanied spatiotemporally to the primary mineralization.
Data obtained in this study suggests that hydrothermal fluids forming of the Lince-Estefanía deposit have a mainly magmatic component and that the upper crust would have contributed with Cu contained in the primary Cu sulfide at the deposit.
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ÍNDICE GENERAL
Índice de Materias……….……………………………………………………………...i Índice de Figuras….…………………………………………………………………...iii Índice de Tablas………………………………………………………………………..ix
ÍNDICE DE MATERIAS
CAPÍTULO 1 INTRODUCCIÓN .....1 1.1 - Introducción ….1 1.2 - Hipótesis de trabajo .....5 1.3 - Objetivo y organización de la Tesis ….5 1.4 - Metodología general ….7 1.5 - Los yacimientos Estratoligados de Cu alojados en la Formación La Negra, Norte de Chile .....8 1.5.1 - Introducción: Contexto Geológico Regional .....8
1.5.2 - Los yacimientos “Estratoligados” de Cu alojados en la Formación La Negra ...12
Referencias ...16 CAPÍTULO 2 El YACIMIENTO LINCE – ESTEFANÍA ...21 2.1 - Introducción ...21 2.2 - Geología Distrital ...23 2.3 - Geología del yacimiento Lince-Estefanía ...25 2.3.1 – Introducción ...25 2.3.2 - Relación entre intrusivos y cuerpos de mena ...30 2.4 - Yacimiento Lince - Estefanía ...34 Referencias ...35 CAPÍTULO 3 PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA ...37 3.1 – Introducción ...37 3.2 – Metodología ...39 3.2.1 - Petrología y geoquímica de las rocas del yacimiento
Lince-Estefanía ...39 3.2.2 - Geoquímica de minerales metálicos ...40
3.3 - Petrología y geoquímica de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía ...42 3.3.1 - Características petrográficas y geoquímicas de elementos mayores y traza de las rocas volcánicas e intrusivas del yacimiento Lince-Estefanía ….42 3.3.2 - Petrología y geoquímica de minerales primarios de las rocas volcánicas e intrusivas: plagioclasa, piroxeno y anfìbol ...61 3.3.3 - Geoquímica de minerales de alteración: filosilicatos máficos (clorita y esmectita), epidota y actinolita ...66
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3.3.4 - Geoquímica isotópica de 87Sr/86Sr de los intrusivos subvolcánicos del yacimiento Lince-Estefanía ...78 3.3.5 - Secuencia paragenética del yacimiento Lince-Estefanía. Geoquímica de minerales metálicos ...82
Referencias .100 CAPÍTULO 4 GEOCRONOLOGÍA .105 4.1 - Introducción .105 4.2 - Principios fundamentales de los métodos de datación 40Ar-39Ar y Re-Os .106 4.2.1 - Método de datación 40Ar-39Ar .106 4.2.2 - Método de datación Re-Os .111 4.3 - Edad del magmatismo y de la alteración asociada a la formación y evolución del yacimiento Lince-Estefanía .118 4.3.1 - Introducción .118 4.3.2 - Descripción de las muestras analizadas .119 4.3.3 - Método Analítico .122 4.3.4 - Resultados .122 4.4 - Edad de la etapa principal de mineralización primaria .130 4.4.1 - Introducción .130 4.4.2 - Método analítico .131 4.4.3 - Resultados: Isótopos de Re-Os .138 Referencias .142 CAPÍTULO 5 NATURALEZA Y ORÍGEN DE LOS FLUIDOS .145 5.1 – Introducción .145 5.2 - Antecedentes acerca del estudio de inclusiones fluidas en los yacimientos estratoligados de Cu .146 5.3 - Condiciones de precipitación de minerales de alteración (geotermómetro de clorita) .149 5.3.1 - Geotermómetro de Clorita .149 5.3.2 - Resultados .152 5.4 - Razón isotópica inicial 187Os/188Os y composición isotópica de S .153
5.4.1 - Isotopía de 187Os/188Os .153 5.4.2 - Composición Isotópica de S .155 Referencias .159 CAPÍTULO 6 DISCUSIÓN .163 6.1 - Relación temporal volcanismo - intrusión - mineralización - alteración .163 6.2 - Condiciones de formación y origen de los fluidos mineralizadores .170
6.2.1 - Condiciones de formación de los sulfuros de Cu primarios del yacimiento Lince-Estefanía y características de los fluidos mineralizadores .170 6.2.2 - Origen de los fluidos mineralizadores del yacimiento Lince-Estefanía .172
6.3 - Los intrusivos subvolcánicos .175 6.4 - Una comparación entre los yacimientos Estratoligados de Cu-(Ag) del Mesozoico, Cordillera de la Costa del Norte de Chile y Chile Central .179
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Referencias .182 CAPÍTULO 7 CONCLUSIONES .187 ANEXO 1 ANEXO 2
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.1. Mapa geológico y ubicación de los principales yacimientos estratoligados de cobre de la Cordillera de la Costa, Norte de Chile, entre los 22º - 26º Latitud Sur. Modificado de Boric et al., 1990. Ubicación del Distrito Minero Michilla. …...2 Figura 2.1. Mapa geológico y distribución de los principales yacimientos estratoligados de Cu del Distrito Michilla, Norte de Chile. Modificado de Boric et al. (1990). ….22 Figura 2.2. Perfil esquemático de sección representativa NW-SE del yacimiento Lince-Estefanía (DM). ….26 Figura 2.3. Variedades texturales de las rocas volcánicas huésped de la mineralización del yacimiento Lince – Estefanía (Formación La Negra). A: Andesita amigdaloidal, B: Andesita porfídica, C: Andesita afanítica, D: Andesita brechosa. ….27 Figura 2.4. Sondaje de testigo de diamantina RL-768D que muestra brecha formada por clastos de andesita y matriz intrusiva. ….27 Figura 2.5. Brecha formada por clastos de roca intrusiva y volcánica (V) con matriz de calcosina (Cc) y crisocola-atacamita (cr-atac). Muestra testigo de diamantina, 300 ms.n.m. ….29 Figura 2.6. Brecha formada por clastos volcánicos (V) y matriz intrusiva (I). Muestra de testigo de diamantina de zonas cercanas al “stock”. ….31 Figura 2.7. Esquema de distribución de matriz intrusiva en la roca volcánica. Nótese la disminución de matriz intrusiva conforme aumenta la distancia desde el intrusivo hacia su roca de caja (rocas volcánicas). ….31 Figura 2.8 A: Intrusivo subvolcánico pre-mineralización. Calcosina-bornita (cs-bn) como matriz de brecha. Cota 327 ms.n.m. B: Intrusivo subvolcánico pre-mineralización. Calcosina-bornita (cs-bn) en fracturas y finamente diseminada. Muestra de testigo de diamantina, sondaje RL-641D; cota 250 ms.n.m. ….32 Figura 2.9. Intrusivo post-mineralización de composición dacítica. A: sondaje RL641-D. Fotomicrografías B (Luz polarizada plana) y C (Nícoles cruzados), sondaje Z350-11 cota 190 ms.n.m. ….33 Figura 3.1. Fotomicrografía de roca volcánica. Fenocristales de plagioclasa (Pl) albitizados y alterados a epidota (Ep) y clorita (Chl) (Muestra RL536-4). A: Luz polarizada plana, B: Nícoles Cruzados ….43 Figura 3.2. Fotomicrografía de roca volcánica. Amígdala rellena con la asociación mineralógica clorita (Chl)-epidota (Ep)-actinolita (Act) (Muestra RL-536-3). A: Luz Polarizada Plana, B: Nícoles Cruzados. ….44
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Figura 3.3. Fotomicrografía de roca volcánica. Fenocristales de plagioclasa (Pl) albitizados y alterados a epidota (Ep). Amígdala rellena con clorita (Chl) y epidota (Ep). Se observa además alteración a clorita y epidota en la masa fundamental de la roca (Muestra Z350-39). A: Luz Polarizada Plana, B: Nícoles Cruzados. ….45 Figura 3.4. Fotomicrografía de intrusivo subvolcánico de composición diorítica y textura microfanerítica equigranular (Muestra RL-605-D1). Se observa cristales de plagioclasa (Pl), piroxeno (Px) y minerales opacos (óxidos de Fe). A: Luz Polarizada Plana, B: Nícoles Cruzados. ….46 Figura 3.5. Intrusivo subvolcánico de composición dacítica y textura porfídica. Se observan fenocristales de plagioclasa (Pl) y anfíbol (Am) inmersos en una masa fundamental formada por microlitos de plagioclasa y cuarzo secundario. A: Muestra de sondaje RL-641D; B: Fotomicrografía de Luz Polarizada Plana; C: Fotomicrografía de Nícoles Cruzados, sondaje Z350-11. ….47 Figura 3.6. Ubicación de muestras de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía seleccionadas para análisis de elementos mayores y trazas en Roca Total. ….48 Figura 3.7. Clasificación química de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía utilizando TAS (diagrama de álcalis total vs sílice) (Le Maitre et al., 1989). Rocas volcánicas (círculos blancos), intrusivos subvolcánicos microfaneríticos-equigranular (rombos grises), intrusivos subvolcánicos de textura porfídica (triángulos negros). Además se muestran análisis de rocas volcánicas de la Formación La Negra no alteradas (cuadrados negros, Rogers y Hawkesworth (1989) y Pichowiak (1994)) y el campo de composición de rocas volcánicas del Jurásico-Cretácico Inferior determinadas por Lucassen et al. (2006). ….50 Figura 3.8. Diagrama de clasificación de rocas volcánicas SiO2 vs K2O (en base anhidra) recomendado para magmas de zonas de subducción (Tatsumi y Eggins, 1995), para las rocas del yacimiento Lince – Estefanía. Rocas volcánicas andesíticas (círculos blancos), intrusivos de composición diorítica (rombos grises), intrusivos de composición dacítica (triángulos negros). Además se muestran análisis de rocas volcánicas frescas de la Formación La Negra según Rogers y Hawkesworth (1989) y Pichowiak (1994) (cuadrados negros). ….51 Figura 3.9. Diagrama AFM (A: Na2O + K2O, F: FeO + Fe2O3, M: MgO) de clasificación de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía basado en la clasificación de rocas volcánicas según Irvine y Baragar (1971). Rocas volcánicas andesíticas (círculos blancos), intrusivos de composición diorítica (rombos grises), intrusivos de composición dacítica (triángulos negros). ….52 Figura 3.10. Diagramas de Harker de variación de elementos mayores con respecto al contenido de SiO2 (expresados en % en peso y sobre una base libre de volátiles) de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía. Rocas volcánicas andesíticas (círculos blancos), intrusivos de composición diorítica (rombos grises), intrusivos de composición dacítica (triángulos negros). ….54 Figura 3.11. Diagrama de patrones multi-elementos normalizados a N-MORB (Pearce, 1983) para las rocas volcánicas del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla. ….56 Figura 3.12. Diagrama de patrones multi-elementos normalizados a N-MORB (Pearce, 1983) para los intrusivos dioríticos (A) y los intrusivos dacíticos (B) del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla. El área sombreada representa el espectro de las rocas volcánicas (A), y de las rocas volcánicas + intrusivos dioríticos (B). ….57 Figura 3.13. Relación Y vs Sr/Y para las rocas magmáticas del yacimiento Lince-Estefanía. Círculos blancos: rocas volcánicas andesíticas, rombos grises: intrusivos dioríticos; triángulos negros: intrusivos dacíticos. ….58
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Figura 3.14. Patrones normalizados a condrito para el contenido de Elementos Tierras Raras (REE) de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla. Simbología: círculos blancos: andesitas; rombos grises: intrusivos de composición diorítica; triángulos negros: intrusivos de composición dacítica. ….59 Figura 3.15. A: Diagrama de variación de los contenidos de MgO (% wt) y Nb (ppm) para las rocas del yacimiento Lince-Estefanía. B: Diagrama de variación entre la razón Eu/Eu* y los contenidos de MgO(% wt) para las rocas del yacimiento Lince-Estefanía. Círculos blancos: rocas volcánicas andesíticas, rombos grises: intrusivos dioríticos; triángulos negros: intrusivos dacíticos. ….60 Figura 3.16. Variación química de plagioclasa primaria en el diagrama An-Ab-Or de los intrusivos subvolcánicos de composición diorítica (rombos grises) y de los intrusivos subvolcánicos de composición dacítica (triángulos negros). ….62 Figura 3.17. Variación química de piroxenos primarios de intrusivos subvolcánicos de composición diorítica en un diagrama Wo-En-Fs (1: diópsido, 2: hedenbergita, 3: augita, 4: pigeonita, 5: clinoenstatita, 6: clinoferrosilita; Morimoto et al., 1988). ….63 Figura 3.18. Variación química de anfíboles cálcicos en los intrusivos de composición diorítica. 1: tremolita; 2: actinolita; 3: ferro-actinolita; 4: tremolita-hornblenda; 5: actinolita-hornblenda; 6: ferro-actinolita-hornblenda; 7: magnesio-hornblenda; 8: ferro-hornblenda; 9: tschermakita-hornblenda; 10: ferro-tschermakita-hornblenda; 11: tschermakita; 12: ferro-tschermakita, (Leake et al., 1997). ….64 Figura 3.19. Variación química de anfíboles cálcicos en los intrusivos de composición dacítica. Los campos corresponden a los mismos que los de la Figura 3.17. Leake et al. (1997). ….64 Figura 3.20. Diagramas bivariates que muestra la relación catiónica en fenocristales de anfíbol de los intrusivos de composición dacítica. ….65 Figura 3.21. Imagen de contraste composicional en cristal de anfíbol zonado. El gráfico muestra una disminución en el contenido de TiO2 (% wt) desde el centro hacia el borde del cristal y un aumento en el contenido de TiO2 (% wt) de las zonas más claras con respecto a las zonas más oscuras. Muestra RL641-D1. ….66 Figura 3.22. Diagrama de de cationes no-interfoliares (Si+Altot+Fetot+Mg+Mn) vs AlTot para minerales del alteración del grupo de las cloritas en las rocas volcánicas (círculos blancos) e intrusivos dioríticos (rombos grises) del yacimiento Lince-Estefanía, DM. La posición de los End-member fueron tomadas de Robinson et al., (1993). ….69 Figura 3.23. Espectro de análisis EDS realizado en filosilicatos máficos (esmectita) asociados paragenéticamente con calcosina-digenita. Dicho espectro muestra el contenido de Ca y Cu en la estructura de la esmectita y sugiere intercrecimiento de esmectita con calcosina-digenita. Muestra Z300-12. ….70 Figura 3.24. Diagrama que muestra la correlación entre AlVI y Fe3+ en cristales de epidota de roca volcánica. ….71 Figura 3.25. Imagen de contraste composicional de cristales de epidota. Se indican puntos de análisis con sus respectivos valores de XFe3+, donde: XFe3+=100*Fe3+/(Al+Fe3+). Muestra Z296-17. ….72 Figura 3.26. Variación química de anfíboles cálcicos. Análisis de cristales de actinolita como mineral de alteración de las rocas volcánicas. 1: tremolita; 2: actinolita; 3: ferro-actinolita; 4: tremolita-hornblenda; 5: actinolita-hornblenda; 6: ferro-actinolita-hornblenda; 7: magnesio-hornblenda; 8: ferro-hornblenda; 9: tschermakita-hornblenda; 10: ferro-tschermakita-hornblenda; 11: tschermakita; 12: ferro-tschermakita, (Leake et al., 1997). ….73
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Figura 3.27. Diagramas bivariates que muestra la relación catiónica en cristales de actinolitas de las rocas volcánicas andesíticas. ….74 Figura 3.28. Imagen de contraste composicional que muestra amígdalas rellenas con calcosina-digenita (color claro), actinolita (color gris medio) y clorita (color gris oscuro), en texturas de intercrecimiento. Muestras A: RL641-2 y B: RL641-4. ….75 Figura 3.29A. Imagen de contraste composicional que muestra la relación paragenética entre calcosina-digenita (color gris claro) – actinolita (gris oscuro). Además se observa una tercera fase mineral en la zona de contacto entre calcosina-digenita y actinolita (color gris medio). El espectro A indica los contenidos de Cu y Cl encontrados en la interfase entre calcosina-digenita y actinolita. El espectro B refleja el contenido de Cu en actinolita, lo cual sugiere un intercrecimiento entre Calcosina-digenita y actinolita. ….76 Figura 3.29B. Imagen de contraste composicional que muestra la relación paragenética entre calcosina-digenita (color gris claro) - actinolita (gris oscuro). Además se observa una tercera fase mineral en la zona de contacto entre calcosina-digenita y actinolita (color gris medio). Ambos espectros indican los contenidos de Cu y Cl encontrados en la interfase entre calcosina-digenita y actinolita. ….77 Figura 3.30. Ubicación de muestras de intrusivos dioríticos y dacíticos utilizados para análisis de razones iniciales 87Sr/86Sr. ….81 Figura 3.31. Ocurrencia de la mineralización en el yacimiento Lince-Estefanía: A: sulfuros de Cu en matriz de brecha; B: sulfuros de Cu en matriz de brecha, sulfuros y óxidos de Cu como relleno de amígdalas; C: sulfuros de Cu diseminados y en vetillas; D: sulfuros de Cu como relleno de amígdalas y vetillas. ….85 Figura 3.32. Fotomicrografías de relaciones texturales entre los minerales que forman la mena sulfurada en el yacimiento Lince-Estefanía. A: Textura de brechización de calcopirita (Cpy) en pirita (Py) y de reemplazo hipógeno de pirita por calcopirita, además se observa reemplazo de calcopirita (Cpy) por anilita (An) Muestra Z296-29; B: Textura de reemplazo hipógeno de pirita (Py) por calcopirita (Cpy) Muestra Z750-D6; C: Textura “calcopirita disease” (Cpy) en esfalerita (Sph) Muestra LE42D; D: Lámela de calcopirita (Cpy) en bornita (Bn) interpretadas como resultado de procesos de exsolución, además se observa reemplazo de bornita (Bn) por covelina (Cv) Muestra Z350-64. ….88 Figura 3.32. Continuación. E: Reemplazo casi total de calcopirita (Cpy) por covelina (Cv) en texturas tipo network Muestra Z750-D5; F: Textura de reemplazo envolvente de calcopirita (Cpy) por anilita (An) Muestra DTAN276-1. Además se observa la ocurrencia de cristales de pirita (Py) sin ningún tipo de reemplazo; G: textura mirmequítica entre bornita (Bn) y calcosina-digenita (Cs-Dg), además se observa cristales tabulares de hematita (Hm) Muestra Z296-18; H: textura mirmequítica entre bornita (Bn) y calcosina-digenita (Cs-Dg) Muestra R896-35; I: textura de reemplazo en zonas de fracturas y reemplazo tipo network de calcosina-digenita (Cs-Dg) por covelina (Cv) Muestra Z818-9, J: cristales tabulares de hematita (Hm) Muestra RL535-7. ….89 Figura 3.33. Espectro de análisis EDS en cristal de esfalerita que co-precipita con calcopirita. Se destaca la ausencia de Fe en su composición. Muestra LE42-D. ….91 Figura 3.34. Fotomicrografía que muestra relación textural entre calcosina-digenita (Cs-Dg) y bornita (Bn). Además se observa reemplazo de bornita y calcosina-digenita por anilita (An). La hematita ocurre en cristales tabulares rodeando los granos de sulfuros de Cu. Muestra RL641-2. ….91 Figura 3.35. Secuencia Paragenética observada en el yacimiento Lince – Estefanía, Distrito Michilla. La abundancia relativa de cada una de las especies minerales se representa desde menor (líneas segmentadas finas) a mayor (líneas continuas gruesas). ….93
vii
Figura 3.36. Diagrama de temperatura-composición de fases para una porción del sistema Cu-S. Abreviaciones: al=anilita, bcv: covelina “blue remaining”, cc: calcosina, cv: covelina, dg; digenita, dj: djurleita, co: cobre. (modificado de, Barton, 1973). ….95 Figura 3.37. Ubicación de muestras seleccionadas para análisis de por microsonda electrónica de minerales metálicos. …,97 Figura 3.38 XR (WDS) Mapeo de distribución de los elementos Cu, Fe y S en calcosina-digenita a partir de muestras representativas de los tres grupos de asociaciones mineralógicas definidas. Cs: calcosina-digenita; Bn: bornita; Hm: hematita; Cv: covelina. La escala en (A) y (B) son 500 μm, y la de (C) es 200 μm. A: Muestra AND327-1, B: Muestra Z296-18, C: Muestra Z818-9. ...100 Figura 4.1. Línea de evolución del manto considerando el promedio de la composición de Condritos entre un IIIA iron meteorite con una razón inicial 187Os/188Os de 0,09531 a los 4558 Ma (A) y un condrito actual con una razón 187Os/188Os de 0,1270 (B). Tomado de Shirey y Walker (1998.) ...113 Figura 4.2. Comparación de datos de razones iniciales 187Os/188Os de condritos con datos del manto superior primitivo (PUM). Los datos del PUM son significantemente más radiogénicos que el de los condritos carbonáceos pero se encuentran bien restringidos dentro del rango de las composiciones definidas para condritos ordinarios y enstatita (Tomado de Meisel et al., 2001). ...113 Figura 4.3. Espectro de masa en unidades de masa atómica. El Renio es producido como especie ReO-
4, mientras que el Osmio es producido como especie OsO3
-. Tomado de Creaser et al. (1991). ...118 Figura 4.4. Ubicación de las muestras de rocas volcánicas e intrusivos subvolcánicos seleccionados para datación 40Ar-39Ar. ...120 Figura 4.5. Fotomicrografía de amígdala rellena con la asociación clorita (Chl) - epidota (Ep) - actinolita (Act). Muestra RL-536-3. Nícoles cruzados . ...121 Figura 4.6. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO31). El rectángulo sombreado muestra las razones 37Ca/39K deducidas a partir de los análisis de microsonda (datos en la Tabla 3 - Artículo 5, Anexo 2). Las edades plateau e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ. ...123 Figura 4.7. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO148). El rectángulo sombreado muestra las razones 37Ca/39K deducidas a partir de los análisis de microsonda (datos en la Tabla 3 - Artículo 1, Anexo 2). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2). ...124 Figura 4.8. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa de intrusivo de composición diorítica del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla (muestra RS18). El rectángulo sombreado muestra las razones 37Ca/39K deducidas a partir de los análisis de microsonda (datos en la Tabla 3 - Artículo 5, Anexo 2). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2). ...125
viii
Figura 4.9. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en anfíboles de intrusivo de composición dacítica del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla (muestra DTA740). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2). ...126 Figura 4.10. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa sericitizada de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO31). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2). ...127 Figura 4.11. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa sericitizada de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO148). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2). ...128 Figura 4.12. Imágenes de contraste composicional. A: Amígadala rellena con calcosina-digenita primaria (color blanco) intercrecida con cristales aciculares de actinolita (color gris oscuro). B: Amígdala rellena con calcosina-digenita primaria (color blanco) y al interior de la amígdala se observa intercrecimiento de actinolita (color gris oscuro) con clorita (color gris-negro). ...129 Figura 4.13. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en actinolita de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el yacimiento Lince-Estefanía, DM (muestra RL536-3). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2). ...130 Figura 4.14. Perfil geológico esquemático que muestra la geología general del yacimiento Lince - Estefanía y la ubicación de las muestras utilizadas para establecer la sistemática de Re-Os. ...132 Figura 4.15. Fotomicrografía que muestra la relación textural entre bornita (Bn) y calcosina-digenita (Cc), y el tardío intercrecimiento con hematita (Hm). Luz reflejada. ...133 Figura 4.16. Fotografía de los elementos utilizados para cargar las muestras a analizar en Carius tube: recipientes portamuestras (1), balanza (2), papel anti-estática (3) y Carius tube (4). ...134
Figura 4.17. Mezcla de las muestras con la solución de spikes de Re y Os, aqua regia y peróxido de hidrógeno (30%). Se observa el inicio de la reacción de disolución. ...135 Figura 4.18. Fotografías que muestran proceso de sellado de los Carius tube. ...135 Figura 4.19. Fotografía que muestra horno donde se realiza la etapa de disolución y homogeneización de la muestra (A) y Carius tube con la muestra totalmente disuelta y homogeneizada (B). ...136 Figura 4.20. Fotografía que muestra proceso de destilación: separación del Os de la solución. El Renio queda atrapado en la solución remanente. ...136 Figura 4.21. Fotografía que muestra etapa de purificación de Re a través de dos estados de columnas de intercambio aniónico. ...137 Figura 4.22. Fotografía que muestra filamento donde son cargadas las muestras, y porta-muestras del espectrómetro de masa. ...138
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Figura 4.23. Diagrama Re-Os para las asociaciones minerales del yacimiento Lince-Estefanía. (A) Isócrona de cuatro puntos de la mineralización hipógena obtenida a partir de dos muestras de calcosina pura (cuadrados azules) y dos muestras de calcosina-bornita (rombos azules). (B) Análisis de Re-Os a partir de las asociaciones minerales calcosina-bornita-hematita (círculos azules), calcosina-covelina-hematita (triángulo azul) y hematita pura (círculo blanco). La isócrona de la figura A ha sido también representada como referencia (ver texto para discusión). Los datos fueron graficados utilizando Isoplot (Ludwig, 2001). ...141 Figura 5.1. Composición isotópica de S (δ34S ‰) de los principales reservorios naturales de S. Tomado de Rollinson et al., 1994. ...157 Figura 6.1. Digramas que muestran la distribución de la composición de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía en los campos de discriminación entre rocas adakíticas y el campo de composición de las rocas calco-alcalinas. (La/Yb)N vs YbN (A: Martin, 1986 en Martin (1999)) y (Sr/Y) vs Y (B: Drummond y Defant, 1990 en Martin (1999)). Rocas volcánicas (círculos blancos); intrusivos dioríticos (rombos grises); intrusivos dacíticos (triángulos negros). ...177
ÍNDICE DE TABLAS Tabla 1.1 Resumen de edades obtenidas para la Formación La Negra e intrusivos subvolcánicos..…...14 Tabla 3.1. Estándares y fuente de los estándares utilizados en el análisis de minerales sulfurados..…...41 Tabla 3.2. Datos isotópicos de Sr para los intrusivos subvolcánicos de composición diorítica y dacítica del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla ….82 Tabla 4.1. Datos de Re-Os para fases minerales puras y asociaciones minerales para el yacimiento Lince – Estefanía ...140 Tabla 5.1. Composición isotópica de S de sulfuros de Cu del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla, Norte de Chile. Mineral: cc-bn: calcosina-digenita-bornita, cc: calcosina-digenita, cpy: calcopirita. ...159
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CAPÍTULO 1
INTRODUCCIÓN
1.1 - INTRODUCCIÓN
Los yacimientos de Cu alojados en la secuencia volcánica de la Formación La
Negra (García, 1967), denominados por décadas como “Tipo Manto” (Ruíz et al.,
1971) o “estratoligados de Cu”, constituyen después de los yacimientos tipo pórfidos
cupríferos y algunos yacimientos de Fe-Cu-(Au) (e.g Candelaria) la mayor fuente de
producción de cobre en Chile, y forman una provincia metalogénica que se extiende a
lo largo de la actual Cordillera de la Costa del Norte de Chile, principalmente entre los
22º y los 26º Latitud Sur (Figura 1.1).
La génesis de los yacimientos “estratoligados de Cu”, entre los que se destacan
Buena Esperanza y aquellos del Distrito Michilla, ha sido motivo de una continua
controversia (e.g. Ruíz et al., 1971; Losert, 1973; Sato, 1984; Klohn et al., 1990;
Espinoza et al., 1996; Vivallo y Henríquez, 1998). Ruíz et al. (1971) propusieron un
origen singenético para los yacimientos estratoligados de Cu de Chile, basados en la
ocurrencia de discretos granos de sulfuros de Cu en la roca huésped de la
mineralización, correspondiente a andesitas, y en la ausencia de minerales de ganga o
de alteración hidrotermal asociados. La hipótesis supone un magma altamente
enriquecido en Cu, donde la mineralización se habría producido, en parte por la
precipitación de sulfuros de cobre (dispersos como fase primaria) durante el depósito
de las lavas, y en parte por una actividad de desgasificación contemporánea al
volcanismo. La idea se basó principalmente en los contenidos anómalos de Cu de 200-
300 ppm determinados en andesitas chilenas (Ruíz et al., 1971).
La hipótesis de un origen singenético no fue avalada por estudios posteriores
(e.g. Losert, 1973; Campano y Guerra, 1979). Losert (1973) en un estudio realizado en
el yacimiento Buena Esperanza, ubicado al sur de la Ciudad de Tocopilla (Figura 1.1),
determina la presencia de dos tipos de alteración epigenética hidrotermal de baja
temperatura, una de carácter regional y otra de carácter local, cada una de ellas con sus
2
propias asociaciones mineralógicas, geoquímica y minerales de cobre. El autor
establece que la alteración local, asociada al proceso de mineralización principal de
sulfuros de cobre, se superpone en el tiempo a la alteración regional. Esta característica
no excluiría la posibilidad de que el cobre contenido en el yacimiento Buena
Esperanza tuviera un origen asociado a los procesos de alteración regional. Sugiere,
además, que la actividad intrusiva que afectó a las rocas volcánicas huésped de la
mineralización de cobre, pudo haber contribuido con la circulación de fluido y con la
capacidad de alteración en estas últimas rocas.
Figura 1.1. Mapa geológico y ubicación de los principales yacimientos estratoligados de cobre de la Cordillera de la Costa, Norte de Chile, entre los 22º - 26º Latitud Sur. Modificado de Boric et al., 1990. Ubicación del Distrito Minero Michilla.
3
Campano y Guerra (1979) determinaron concentraciones de Cu de 155 y 88
ppm en basaltos y andesitas, respectivamente, de la Formación La Negra. A pesar de
que estos valores pueden ser considerados mayores al promedio establecido para
andesitas y basaltos orogénicos propuestos por Taylor (1969), éstos no serían lo
suficientemente altos como para sugerir un origen estrictamente singenético para la
precipitación de minerales de Cu (Espinoza et al., 1996).
Los antecedentes expuestos dieron lugar a la hipótesis, actualmente aceptada,
de un origen epigenético para la formación de los yacimientos. Desde el punto de vista
morfológico los minerales de mena no sólo forman cuerpos paralelos a estratos, sino
que también cuerpos discordantes, tales como, chimeneas de brechas, cuerpos
irregulares y, en menor medida, vetas (e.g. Espinoza et al., 1996; Vivallo y Henríquez,
1998).
La controversia se ha centrado en determinar el origen de los fluidos
hidrotermales responsables de los procesos de mineralización cuprífera. La hipótesis
de un origen hidrotermal metamórfico sugiere que los yacimientos se habrían formado
por la acción de fluidos generados durante el metamorfismo regional de facies
esquistos verdes (Losert, 1973) que afecta a la secuencia volcánica. Los fluidos de
origen metamórfico habrían lixiviado el cobre contenido en las rocas volcánicas, y lo
depositarían en forma de sulfuros en sus sitios más permeables (e.g. Losert, 1973;
Sato, 1984).
El origen hidrotermal metamórfico contrasta con la hipótesis que postula un
origen hidrotermal magmático asociado al emplazamiento de cuerpos intrusivos
subvolcánicos, aparentemente estériles, y relacionados genéticamente a la misma
actividad volcánica que dio lugar a la Formación La Negra (e.g. Espinoza, 1981;
Chávez, 1985). Este último modelo relaciona también la génesis de los yacimientos
con fluidos mineralizadores asociados a las etapas más tardías del emplazamiento de
cuerpos intrusivos del Jurásico Medio-Superior, denominados en conjunto “Batolito de
la Costa” (e.g. Boric et al., 1990; Vivallo y Henríquez, 1998). Un origen no-
4
magmático para los fluidos formadores de los yacimientos fue además propuesto por
Kojima et al. (2003).
Los antecedentes manifiestan la necesidad de contribuir a precisar el origen y la
naturaleza de los fluidos hidrotermales formadores de los yacimientos de Cu alojados
en la secuencia volcánica de la Formación La Negra, con el propósito de comprender
mejor los principales procesos geológicos involucrados en la formación de dichos
yacimientos. Se considera importante realizar el estudio enfocado principalmente a
aquellos procesos relacionados con la formación de los sulfuros de Cu primarios.
Por otra parte, actualmente no existen edades directas del proceso de
mineralización de los yacimientos estratoligados de Cu. Ésta sólo ha sido estimada a
partir de la edad de la roca huésped de la mineralización y de las edades obtenidas en
cuerpos intrusivos subvolcánicos de composición gabro-diorítica espacialmente
asociados a los cuerpos de mena, y que, en su mayoría serían posteriores al evento de
mineralización principal (e.g Espinoza y Orquera, 1988; Niemeyer et al., 1990). El
método de datación Re-Os permite obtener directamente la edad de procesos de
mineralización. En este sentido la determinación de la edad absoluta juega un rol
fundamental debido a que permite enmarcar fenómenos locales de mineralización en
un contexto geológico regional. Además, la sistemática del Re-Os permite, mediante la
obtención de razones isotópicas iniciales de 187Os/188Os, precisar una componente
cortical o mantélica en los fluidos mineralizadores. Esta técnica es comúnmente
complementada con estudios de isotopía estable que contribuyen a comprender mejor
la historia, origen y naturaleza de los fluidos.
El Distrito Michilla del Norte de Chile es el más grande dentro de la provincia
metalogénica de los yacimientos estratoligados de Cu alojados en la Formación La
Negra, y contiene algunos de los más representativos en su tipo. El caso de estudio, el
yacimiento Lince-Estefanía (denominado antiguamente Susana-Lince; Kojima et al.,
2003) es, sin lugar a dudas, el más importante. Este yacimiento no sólo representa la
mayor fuente de producción de Cu en el Distrito Michilla, sino que además en él se
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desarrollan todos los cuerpos de mena reconocidos en la secuencia volcánica de la
Formación La Negra y se presenta una gran cantidad de cuerpos intrusivos
subvolcánicos, los cuales han constituido por décadas, blancos de exploración en este
tipo de yacimiento. Además, hasta la fecha en Lince-Estefanía ha sido reconocida una
importante columna mineralizada de aproximadamente 1000 m formada por sulfuros y
óxidos de Cu. Este yacimiento está afectado por estructuras asociadas a la evolución
del Sistema de Fallas Atacama, las cuales han sido consideradas como importantes
metalotectos en la evolución de los yacimientos de la provincia metalogénica de la
Cordillera de la Costa del Norte de Chile (e.g. Niemeyer et al., 1990).
1.2 - HIPÓTESIS DE TRABAJO
Los antecedentes disponibles permiten establecer que los yacimientos
estratoligados de Cu tienen un origen epigenético. Las relaciones espaciales que los
cuerpos de mena invariablemente presentan con intrusivos subvolcánicos, sugieren una
relación entre la génesis del magmatismo que dio lugar a la formación de estos cuerpos
y la génesis de los fluidos hidrotermales formadores de la mineralización primaria en
estos yacimientos.
Las características de distribución de la mineralización, ya sea en las rocas
volcánicas o en los intrusivos subvolcánicos (ej. como aquellos observados en el
yacimiento Buena Vista (DM)), sugieren que procesos tales como volcanismo,
intrusión y mineralización hipógena, habrían ocurrido en un corto lapso de tiempo. En
este contexto, los fluidos hidrotermales tendrían un origen con una componente
principalmente magmática.
1.3 - OBJETIVO Y ORGANIZACIÓN DE LA TESIS
El objetivo general de esta Tesis es comprender mejor los principales procesos
geológicos involucrados en la formación de los yacimientos de Cu alojados en la
Formación La Negra con enfoque en la formación de sulfuros de Cu primarios,
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utilizando como caso de estudio el yacimiento Lince-Estefanía, representativo dentro
de los de su tipo. Para ello, se considera como herramienta fundamental contribuir a
precisar la naturaleza y el origen de los fluidos mineralizadores. En este sentido el
estudio ha enfocado su atención en la información obtenida a partir de los minerales de
mena hipógenos.
Una vez presentados los antecedentes geológicos disponibles relacionados con
el área de estudio y los objetivos de la investigación (Capítulo 1), el trabajo de Tesis se
ha distribuido de la siguiente manera. En el capítulo 2 se da a conocer la geología del
yacimiento Lince-Estefanía y su contexto geológico distrital. El capítulo 3 tiene como
objetivo establecer la petrología y geoquímica de las rocas del yacimiento Lince-
Estefanía y entender mejor la historia evolutiva de su formación, a partir de la
determinación de su secuencia paragenética. En el capítulo 4, mediante el método de
datación 40Ar-39Ar se determina la edad de los principales procesos magmáticos y de
alteración relacionados con la formación del yacimiento. Mediante isotopía de Re-Os
se establece la edad de proceso de mineralización hipógena principal. En el capítulo 5
se realiza una estimación de la naturaleza y el origen de los fluidos hidrotermales
formadores del yacimiento, basado en una recopilación de los estudios de inclusiones
fluidas y de isotopía estable realizados en yacimientos estratoligados de Cu y en el
propio yacimiento Lince-Estefanía. En este capítulo se realiza además, una estimación
de las condiciones de temperaturas de formación del yacimiento utilizando para ello a
la clorita como geotermómetro, y una estimación del origen de los fluidos formadores
de la mineralización hipógena basados en la composición isotópica de S y en la razón
inicial 187Os/188Os. En el Capítulo 6 se realiza la discusión general de los datos
obtenidos por capítulos y se indican los principales procesos geológicos involucrados
con la formación del yacimiento Lince-Estefanía considerando los datos de origen y
naturaleza de los fluidos hidrotermales y la relación espacio-tiempo entre volcanismo –
intrusión – alteración – mineralización. En el Capítulo 7 se presentan las conclusiones
principales de este trabajo de investigación.
7
1.4 - METODOLOGÍA GENERAL
El desarrollo de este estudio de investigación contempló un período de 9 meses
de trabajo de campo y consideró, en su etapa inicial, una recopilación de la
información geológica disponible.
Para identificar los principales procesos geológicos involucrados en la
formación del yacimiento Lince – Estefanía, con enfoque en los procesos que dieron
lugar a minerales de mena hipógenos, se realizó el mapeo de aproximadamente 8000 m
de sondajes de testigos de diamantina a escala 1:100. El criterio de selección de los
sondajes se basó en aquellos que, de acuerdo a la información disponible, consideraran
la ocurrencia de minerales de mena y permitieran identificar las distintas unidades
geológicas y entender sus distribuciones espaciales y relaciones de contacto. La
descripción de los sondajes permitió actualizar, reinterpretar y entender mejor aspectos
importantes de la geología del yacimiento. Sus descripciones e interpretaciones se
complementaron con el trabajo de terreno en las minas Lince y Estefanía, el cual
consistió, principalmente, en el reconocimiento de las distintas unidades geológicas y
de las relaciones de contacto existentes entre ellas. En el trabajo de gabinete la
información obtenida se interpretó en perfiles geológicos NW-SE a escala 1:1000
sobre la base de la geología disponible.
Durante la etapa de terreno se recolectaron un total de 300 muestras, a las
cuales, de acuerdo a los objetivos establecidos, se les realizó estudios petrográficos y
calcográficos, estudios de microsonda electrónica, análisis químico de elementos
mayores y traza, de isotopía estable de S e isotopía radiogénica de Re-Os, 40Ar-39Ar y 87Sr-86Sr. La selección de muestras se concentró, principalmente, bajo los 600 ms.n.m,
debido a que bajo dicha cota se concentra la ocurrencia de minerales sulfurados
primarios y la zona de mena mixta. En dicho sector se consideró además, el muestreo
de todas las unidades geológicas asociadas espacialmente al yacimiento, de los
principales cuerpos de mena, de los minerales de mena y de alteración asociados.
8
Puntualmente, es importante señalar que las edades 40Ar-39Ar a las que se hace
referencia en este trabajo de tesis fueron realizadas por Verónica Oliveros, en la
Universidad de Niza (Francia), como parte de un trabajo en colaboración científica. El
detalle de este trabajo se presenta en el Artículo 5 del Anexo 2.
1.5 - LOS YACIMIENTOS ESTRATOLIGADOS DE CU ALOJADOS EN LA
FORMACIÓN LA NEGRA, NORTE DE CHILE.
1.5.1 - Introducción: Contexto Geológico Regional
El contexto geológico en el cual se han formado los yacimientos de Cu alojados
en la Formación La Negra, corresponde a un sistema de arcos magmáticos cuyo
desarrollo se asocia a procesos de subducción (actualmente activos) de corteza
oceánica bajo el continente sudamericano. Esta “tectónica del arco magmático”, tal
como lo definiera Reutter y Scheuber (1988), ha traído como consecuencia la
generación de grandes volúmenes de rocas ígneas durante toda su evolución y el
desarrollo de cuatro arcos magmáticos paralelos al frente de subducción, que han
migrado progresivamente hacia el este, desde el Jurásico al presente (Scheuber y
Reutter, 1992).
Las rocas volcánicas de la Formación La Negra son un producto del arco
magmático del Jurásico - Cretácico Inferior, el cual se desarrolló en la actual
Cordillera de la Costa del Norte de Chile. El espesor de dicha formación ha sido
estimado entre 7.400 y 10.000 m (García, 1967 y Muñoz et al., 1988). Las rocas
volcánicas que la conforman son de composición andesítica a basáltica, naturaleza de
calco-alcalina a toleítica (Rogers y Hawkesworth, 1989; Pichowiak, 1994), y
constituyen las principales rocas huésped de la mineralización de Cu reconocida entre
los 22º y los 26º Lat. Sur. Rogers y Hawkesworth (1989) determinaron una edad de
186,5 ± 13,6 Ma por isocrona Rb-Sr en roca total para andesitas basálticas de esta
formación, en muestras extraídas al sur de la Ciudad de Tocopilla (~22º S). Esta edad
concuerda con una edad máxima, asignada al Sinemuriano inferior, para la extrusión
9
de la secuencia volcánica en base a evidencias estratigráficas (e.g. Prinz et al. 1993).
Gelcich et al. (2004) establecieron una edad U/Pb de 193,0 ± 0,6 Ma en circón en lavas
andesíticas de la base de la secuencia volcánica en el sector Quebrada Las Ánimas
(70º28’02” W, 26º02’50” S). Recientemente, Oliveros (2005) reportó edades plateau 40Ar/39Ar obtenidas a partir de cristales separados de plagioclasa primaria en andesitas
de: (1) ca. 150 – 152 Ma (23º40’S, en muestras tomadas en áreas cercanas a la Ciudad
de Antofagasta), (2) 160, 1 ± 1,5 – 164,9 ± 1,7 Ma (22º20’S, en muestras extraídas en
zonas cercanas a la Ciudad de Tocopilla), (3) una edad de 156,3 ± 1,4 Ma (23º30’, en
el sector del yacimiento Mantos Blancos), y (4) edades de 159,9 ± 1,0 Ma y 163,6 ±
1,8 Ma obtenidas a partir de muestras del sector Quebrada Las Flores, Distrito
Michilla. Las edades 40Ar-39Ar representan la edad de la actividad volcánica en los
sectores mencionados (Oliveros, 2005; Oliveros et al., 2006).
Las razones isotópicas (87Sr/86Sr)0 = 0,70290 - 0,70315 obtenidas por Rogers y
Hawkesworth (1989) para las rocas volcánicas de la Formación La Negra, indican una
fuente en el manto litosférico con poca componente cortical (Scheuber y Reutter 1992;
Lucassen y Franz, 1994). Esta característica sería consistente con la idea de que los
flujos de lavas se habrían depositado sobre una corteza continental delgada pre-
Jurásica (Wigger et al., 1993).
Intruyendo a esta potente secuencia volcánica y como parte de la evolución
magmática, existen cuerpos intrusivos plutónicos de variada gama composicional
(dioritas a granitos), cuyas razones isotópicas iniciales de 87Sr/86Sr varían entre 0,7032
y 0,7049 (Rogers y Hawkesworth, 1989; Marinovic et al., 1995). Estudios geológicos
y geocronológicos indican que el emplazamiento de los cuerpos plutónicos, de
dimensiones kilométricas, denominados en conjunto “Batolito de la Costa” (e.g. Boric
et al., 1990) se habría producido, principalmente, entre los 168 y los 147 Ma (Espinoza
y Orquera, 1988; Boric et al., 1990; Maksaev, 1990; Venegas et al., 1991; Oliveros,
2005). Además, cuerpos subvolcánicos de composición diorítica a gábrica intruyen la
secuencia volcánica como diques y “stocks”. Las edades obtenidas para estos cuerpos
10
están en un rango entre los 168 y 112 Ma (e.g. Astudillo, 1983; Espinoza y Orquera,
1988; Boric et al., 1990; Venegas et al., 1991; Oliveros, 2005; Oliveros et al., 2006).
Las composiciones isotópica de Sr, Nd y Pb obtenidas a partir de rocas
volcánicas e intrusivas del Jurásico – Cretácico Inferior de los Andes del Norte de
Chile, dentro de las cuales se incluyen la Formación La Negra, intrusivos
subvolcánicos y del Batolito de la Costa, varían en un rango entre 87Sr/86Sr ~0,703-
0,704; 143Nd/144Nd ~0,51277 y 206Pb/204Pb ~18,2; 207Pb/204Pb ~15,55, respectivamente.
Estos valores sugieren el dominio de un origen en el manto deprimido para la
formación de estas rocas, por sobre alguna contribución de corteza Paleozoica durante
la evolución del arco (Lucassen et al., 2006).
Tanto las rocas volcánicas como intrusivas mencionadas fueron afectadas por
eventos de alteración de escala regional de bajo a muy bajo grado, que trajo como
consecuencia la formación de una asociación mineralógica que varía de pumpellyita-
zeolita a prehnita-actinolita (e.g. Losert, 1973). Procesos tales como metamorfismo de
carga o el aporte de fluidos provenientes de la actividad intrusiva que dio lugar a la
formación del Batolito de la Costa (Losert, 1973), o la combinación de ambos procesos
(Oliveros, 2005) han sido descritos como las causas del origen de estos eventos de
alteración. Las edades obtenidas a partir de los minerales secundarios asociados a
dichos eventos, se encuentran en un rango entre ~160 y 100 Ma (e.g. Vivallo y
Henríquez, 1998; Oliveros, 2005).
Las rocas ígneas mencionadas se encuentran cubiertas por rocas sedimentarias
Mesozoicas de la Formación Caleta Coloso (García, 1967) y de la Formación El Way
(García, 1967) y por sedimentos semi-consolidados de edad Cenozoica (e.g. Boric et
al., 1990).
El desarrollo del arco magmático del Jurásico – Cretácico Inferior estuvo
acompañado por una fuerte deformación relacionada estrechamente a la actividad
magmática (~195 - 120 Ma) (Scheuber y Andriessen, 1990; Scheuber y González,
11
1999). Diferentes estados de esta deformación en la Cordillera de la Costa, Norte de
Chile revelan: (a) una fuerte extensión normal al arco, entre los 160 y 150 Ma, (b)
cambios en el régimen de stress entre los 155 y 147 Ma, documentados por la
ocurrencia de dos generaciones de diques, una más antigua con orientación NE, y una
más joven con orientación NW, y (c) movimientos transcurrente sinistral, los cuales
prevalecieron hasta ~125 Ma, cuando el Sistema de Fallas Atacama (SFA) sensu
stricto, se originó como una falla transcurrente sinistral relacionada a subducción
(Sheuber y González, 1999).
El SFA constituye el rasgo structural más importante en la Cordillera de la
Costa del norte de Chile (e.g. Hervé, 1987a,b; Reutter y Scheuber, 1988, Scheuber et
al., 1995; Scheuber y González, 1999; Cembrano et al., 2005). Este sistema de fallas se
extiende por ~1000 km de largo, desde ~21º hasta ~30º Latitud Sur. Su geometría,
cinemática y edad de la deformación son bien conocidos a escala regional (e.g. Thiele
y Pincheira, 1987; Scheuber y Andriessen, 1990; Brown et al., 1993; Scheuber y
González, 1999; Cembrano et al., 2005). Análisis isotópico de 40Ar-39Ar y Rb-Sr
realizados en zonas de cizalle dúctil han permitido determinar una edad para la
deformación de ~144 Ma y de ~125 Ma (Scheuber et al., 1995). Algunos autores
reconocieron deformación frágil sobre impuesta a la deformación dúctil (e.g. Brown et
al., 1993; Scheuber et al., 1995), y asocian la transición desde deformación
transcurrente sinistral dúctil a frágil, al enfriamiento del arco magmático debido a su
desplazamiento hacia el este, a fines del Cretácico Inferior (~120 Ma) (e.g. Andriessen
y Reutter, 1994, Scheuber et al., 1995).
El SFA ha sufrido reactivaciones durante el Cenozoico (Hervé, 1987a;
González y Carrizo, 2003), atribuidas a respuestas pasivas de este sistema de fallas a
terremotos de subducción de gran magnitud (e.g. González y Carrizo, 2003).
12
1.5.2 - Los yacimientos “Estratoligados” de Cu alojados en la Formación La Negra.
Uno de los primeros trabajos publicados con respecto al conocimiento de los
yacimientos estratoligados de Cu en Chile pertenece a Ruíz et al (1971). Estos autores
los definen como “Tipo Manto”, denominación que fue principalmente referida a la
morfología de los cuerpos mineralizados. Sin embargo, en la medida en que se ha
profundizado en el conocimiento de los yacimientos estratoligados de Cu alojados en
la Formación La Negra, se ha establecido que, desde el punto de vista morfológico, no
sólo forman cuerpos mineralizados paralelos a estratos, sino que incluyen también a
cuerpos discordantes a la estratificación de la roca de caja (e.g. Espinoza et al., 1996;
Vivallo y Henríquez, 1998).
El primer antecedente que hizo referencia a la génesis de los yacimientos,
postula un origen singenético (Ruíz et al., 1971). Esta hipótesis fue cuestionada por
Losert (1973) quien, en un trabajo realizado en el yacimiento Buena Esperanza,
determinó dos tipos de alteraciones epigenéticas hidrotermales de baja temperatura. Un
tipo de alteración es de carácter regional y habría generado minerales secundarios tales
como albita, calcita, feldespato potásico, cuarzo ceolitas, prehnita, pumpellyita, clorita,
sericita, epidota y actinolita. El otro tipo de alteración, formada por cuarzo, calcita,
clorita, sericita, hematita, anatasa, y escapolita en menor proporción, es de carácter
local y se sobre impone al primer tipo. La asociación de minerales de alteración local
se encontraría relacionada a la precipitación de minerales de cobre. Estos últimos se
habrían generado a partir de la removilización del cobre contenido originalmente en la
roca huésped, como consecuencia del metamorfismo de carga que las afecta, y debido
a la circulación de fluidos y capacidad de alteración de fases fluidas como resultado
del emplazamiento de intrusivos del Batolito de la Costa.
Sato (1984) sugiere que los fluidos de origen metamórfico producidos por
procesos de deshidratación de prehnita-pumpellita y por el metamorfismo de facies
mayores, habrían sido los responsables de la formación de los yacimientos analizados.
El autor propone que los fluidos de origen hidrotermal metamórfico habrían lixiviado y
13
removilizado el cobre contenido en la secuencia volcánica de la Formación la Negra y
lo depositaron en forma de sulfuros, en las zonas más favorables de ésta.
De manera general la hipótesis de un origen hidrotermal metamórfico sugiere
que los yacimientos se formaron por la acción de fluidos, generados durante el
metamorfismo regional (procesos de deshidratación) que afecta a la Formación La
Negra. Los fluidos de origen metamórfico habrían lixiviado el cobre contenido en las
rocas volcánicas y lo depositarían, en forma de sulfuros, en sus sitios más permeables
(e.g. Losert, 1973; Sato, 1984).
Por otro lado, varios autores han hecho referencia a la relación espacial
existente entre intrusivos subvolcánicos de composición microdiorítica y gábrica
(Espinoza, 1981; Palacios y Definis, 1981; Espinoza et al., 1996) y los cuerpos de
mena en los yacimientos. Algunos de los intrusivos fueron interpretados como
conductos alimentadores del volcanismo del Jurásico (Espinoza, 1981). Las
observaciones de campo respecto de esta relación espacial y estudios de alteración
hidrotermal y geoquímica, han permitido sugerir que la génesis de los yacimientos se
relacionaría directamente con la actividad subvolcánica (Palacios y Definis, 1981;
Espinoza, 1981, 1982; Espinoza y Palacios, 1982; Wolf et al., 1990). De acuerdo a
esto, estudios geocronológicos se han centrado en la determinación de edades tanto de
la secuencia volcánica como de intrusivos subvolcánicos, sean estos diques o “stocks”,
que cortan a los cuerpos mineralizados (Astudillo, 1983; Espinoza y Orquera, 1988;
Boric et al., 1990; Venegas et al., 1991), con el objetivo de precisar la edad de
formación de los yacimientos “estratoligados” (Tabla 1.1).
Los cuerpos plutónicos del Batolito de la Costa, principalmente entre los 22° -
26° Lat. S, alojan una gran número de yacimientos Tipo Veta de Cu-Fe±Au (e.g. Boric
et al., 1990; Espinoza et al., 1996, Tristá-Aguilera, 2001). Vivallo y Henríquez (1998),
basados en las relaciones espaciales y temporales existentes entre los yacimientos
alojados en la Formación La Negra y los vetiformes emplazados en los cuerpos
plutónicos, proponen un origen hidrotermal común y relacionado en su génesis, con los
14
plutones del Jurásico Medio - Superior. Esto sería consistente con estudios químicos e
isotópicos que revelan un origen magmático para las soluciones hidrotermales
involucradas en la génesis de los dos tipos de yacimientos (Vivallo y Henríquez,
1998).
Tabla 1.1 Resumen de edades obtenidas para la Formación La Negra e intrusivos subvolcánicos
Referencia Ubicación Roca Método de Edad (Ma) Muestra Datación
FORMACIÓN LA NEGRA
Astudillo, 1983 Yacimiento Susana (DM) Andesita K-Ar (RT) 142 ± 7 alterada
Rogers y Hawkesworth, Formación La Negra, Andesita Rb-Sr (RT) 186 ± 14 1989 Sur de Tocopilla basáltica Venegas et al., 1991 Yacimiento Susana Andesita Errorcrona 173 ± 19 Distrito Michilla (DM) Rb-Sr (RT) Oliveros, 2005 Antofagasta Andesita 40Ar-39Ar (2σ) 150 - 152 Tocopilla (plag) 160 - 165 Mantos Blancos ~ 156 Qda Las Flores (DM) 160 - 164
INTRUSIVOS SUBVOLCÁNICOS Palacios y Definis, Yacim. Buena Esperanza Cuello gábrico K-Ar (plag) 168 ± 5 1981 Distrito Tocopilla (DT) Astudillo, 1983 Yacimiento Susana (DM) Stock gábrico K-Ar (RT) 149 ± 4 Yacimiento Susana (DM) Dique gábrico K-Ar (RT) 154 ± 8 Espinoza y Orquera, Yacim. Buena Esperanza Cuello gábrico K-Ar (RT) 150 ± 5 1988 (DT) Boric et al., 1990 Yacim. Buena Esperanza Cuello gábrico K-Ar (plag) 168 ± 7 (DT) Venegas et al., 1991 Yacimiento Susana (DM) Intrusivo gábrico K-Ar (RT) 136 ± 13 Yacimiento Susana (DM) Intrusivo diorítico K-Ar (RT) 146 ± 13 Yacimiento Susana (DM) Dique dacítico Ar-Ar (plag) 118 ± 14 Yacimiento Susana (DM) Dique dacítico Ar-Ar (anf) 112 ± 4 *RT: análisis en roca total.
15
Estudios microtermométricos de inclusiones fluidas se han realizado en los
yacimientos “estratoligados” de Cu con el propósito de estimar condiciones de
precipitación de minerales de mena. Nisterenko et al. (1974) determinaron en el
yacimiento Buena Esperanza un rango de temperatura de homogeneización (Th) entre
235°C y 130°C en inclusiones fluidas analizadas en cuarzo, y entre 195°C y 65°C
(principalmente entre 195º y 112º C) para inclusiones en calcita. Sin embargo, Palacios
(1990) obtuvo un intervalo de Th, entre 450°C y 500°C, y salinidades entre 52 y 59 %
en peso equiv. NaCl en inclusiones fluidas analizadas en cuarzo hidrotermal
proveniente de zonas cercanas al “stock” gábrico central, en el mismo yacimiento. Es
posible que las diferencias en estos rangos de temperatura de homogeneización tengan
su origen en la ubicación de las muestras analizadas respecto, por ejemplo, del “stock”
gábrico central del yacimiento. Este intrusivo ciertamente constituye una importante
fuente de calor e incluso podría ser el responsable del origen de los fluidos
mineralizadores formadores del yacimiento. Espinoza et al. (1996) establecen que
estos datos podrían ser interpretados como evidencias de fenómenos hidrotermales de
alta temperatura relacionados a la intrusión del cuerpo gábrico hipabisal.
En el yacimiento Buena Vista del Distrito Michilla, inclusiones fluidas
bifásicas (líquido + vapor) ricas en la fase líquida, fueron analizadas en cristales de
cuarzo, asociados a los minerales de mena hipógenos (asociación calcosina-digenita-
bornita). La temperatura de homogeneización de estas inclusiones se encuentran en un
rango entre 214°C ~ 360°C y salinidades entre 16 ~ 21% en peso equiv. NaCl (Tristá-
Aguilera, 2001; Kojima et al., 2003).
En el yacimiento Lince – Estefanía, Astudillo (2001) en un estudio realizado en
cristales de cuarzo y calcita, determinó un rango de Th principal de 200ºC a 380ºC, y
una rango de salinidad de bajo a intermedio, entre 3,7 y 20,5 % en peso equiv. NaCl
(principalmente de 9 a 17 % en peso equiv. NaCl). En el mismo yacimiento, datos de
δ13C y δ18O realizados en calcita, arrojaron un rango de –2,6 a –3,6 ‰ PDB y de 13,7
a 18,7 ‰ SMOW, respectivamente. De acuerdo a Kojima et al. (2003) estos datos
indicaría que los fluidos responsables de la formación de calcita, se habrían originado a
16
partir de una mezcla de agua meteórica de alta temperatura con fluidos basinales más
fríos. Según estos autores, la fuente de S de los sulfuros cuyos valores de δ34S es
ligeramente negativa (entre -2,1‰ y -5,1‰ CDT), sería incierta. De esta manera, en
este trabajo se sugiere que los fluidos hidrotermales formadores de los yacimientos de
cobre alojados en la Formación La Negra tendrían un origen relacionado con fluidos
no-magmáticos. Vivallo y Henríquez (1998) establecen un origen probablemente
magmático para los fluidos hidrotermales basados en los valores de δ34S = -5 a 0 ‰,
obtenidos en pirita, bornita, calcopirita y calcosina de distintos yacimientos
estratoligados. Un estrecho rango de δ34S (-0,7 a +3,1‰), obtenidos a partir de varios
yacimientos pertenecientes al cinturón de Punta del Cobre (sur de Taltal), es también
consistente con un origen magmático para el S (Marschik y Fontboté, 2001).
REFERENCIAS Andriessen, P.A.M.; Scheuber, E. 1994. K-Ar and fission track mineral age determinations of igneous
rocks related to multiple magmatic arc systems along the 23ºS latitude of Chile and NW Argentina. In Tectonics of the Southern Central Andes (Reutter, K-J.; Scheuber, E.; Wigger, P.; editors). Springer-Verlag, p. 141-153.
Astudillo, O. 1983. Geología y metalogénesis del distrito minero Carolina de Michilla, Antofagasta, II
Región, Chile. Memoria de Título (Inédito), Universidad del Norte, Departamento de Geociencias, Antofagasta, 131 p.
Astudillo, J. 2001. Caracterización físico-química de los fluidos hidrotermales y paragénesis de la
mineralización del yacimiento Susana-Lince-Estefanía, Distrito Minero Carolina de Michilla, Segunda Región, Antofagasta, Chile. Memoria de Título (Inédito), Universidad Católica del Norte, Departamento de Ciencias Geológicas, 69 p.
Boric, R.; Díaz, F.; Maksaev, V. 1990. Geología y yacimientos metalíferos de la Región de
Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Boletín, No.40, 246 p. Brown, M.; Díaz, F.; Grocott, J. 1993. Displacement history of the Atacama Fault System, 25°00’S -
27°00’S, northern Chile. Geol Soc Am Bulletin, Vol. 105, p. 1165-1174. Campano, P.; Guerra, N. 1979. Contribución al estudio geoquímico de rocas volcánicas del Norte de
Chile comprendidas entre las latitudes 22°00' y 26°30'S. In Congreso Geológico Chileno, No. 2, Actas, p. J109-J126, Arica.
Cembrano, J.; González, G.; Arancibia, G.; Ahumada, I.; Olivares, V.; Herrera, V. 2005. Fault
zone development and strain partitioning in an extensional strike-slip duplex: A case study from the Mesozoic Atacama fault system, Northern Chile. Tectonophysics, Vol. 400, p. 105-125.
Chávez, W. 1985. Geological setting and the nature and distribution of disseminated copper
mineralization of the Mantos Blancos District, Antofagasta province, Chile. Ph.D. Thesis (Unpublished), California University, 142 p.
17
Espinoza, S. 1981. Esbozo metalogénico del Distrito Carolina de Michilla, Segunda Región, Chile. In Coloquio sobre Volcanismo y Metalogénesis, No.1, Actas, Departamento de Geociencias, Universidad del Norte, p. 71-79. Antofagasta.
Espinoza, S. 1982. Definición del tipo diseminado infravolcánico de sulfuros de cobre. In Congreso
Geológico Chileno, No.3, Actas, Vol. 3, p. E201-E219. Concepción. Espinoza, S.; Palacios, C. 1982. Metalogénesis de los yacimientos de cobre en la Cordillera de la Costa
entre Taltal y Tocopilla (22° - 26° S), Chile. In Congreso Latinoamericano de Geología, No.5, Actas, Vol.3, p. 51-63. Buenos Aires.
Espinoza, S.; Orquera, W. 1988. El yacimiento de cobre Buena Esperanza, geología y alteración de la
zona de superficie. Nuevas evidencias sobre edad y génesis. In Congreso Geológico Chileno, No.5, Actas, Vol.3, p. G1-G20. Santiago.
Espinoza, S.; Véliz, H.; Esquivel, J.; Arias, J.; Moraga, A. 1996. The cupriferous province of coastal
range, northern Chile. In Andean copper deposits: new discoveries, mineralization, styles and metallogeny (Camus, E.; Sillitoe, R. H.; Oetersen, R.; editors). Society of Economic Geologists Special Publications, Vol. 5, p. 19-32.
García, F. 1967. Geología del Norte Grande de Chile. In Symposium sobre el Geosinclinal Andino,
Sociedad Geológica de Chile, Santiago, No.3, 138 p. Gelcich, S.; Davis, D.W.D.; Spooner, E.T.C. 2004. Onset of Early Jurassic magmatism in northern
Chile: Precise U-Pb zircon ages for the La Negra Formation and the Flamenco Pluton in the Coastal Cordillera of Chañaral. In IAVCEI General Assembly, Pucón-Chile (CD-ROM).
González, G.; Carrizo, D. 2003. Segmentación, cinemática y cronología relativa de la deformación
tardía de la Falla Salar del Carmen, Sistema de Fallas de Atacama, (23°40’S), norte de Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 30, p. 223-244.
Hervé, M. 1987a. Movimiento normal de la Zona de Falla Atacama, en el Mioceno, Chile. Revista
Geológica de Chile, Vol. 31, p. 31-36. Hervé, M. 1987b. Movimiento sinistral en el Cretácico Inferior de la Zona de Falla Atacama al norte de
Paposo (24°S), Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 31, p. 37-42. Klohn, E.; Holmgren, C.; Ruge, H. 1990. El Soldado, a strata-bound copper deposit associated with
alkaline volcanism in the central Chilean Coastal Range. In Stratabound Ore Deposits in the Andes (Fontboté, L.; Amstutz, G.; Cardozo, M.; Cedillo, E.; Frutos, J.; editors). Springer-Verlag, p. 435 – 448.
Kojima, S.; Astudillo, J.; Rojo, J.; Tristá, D.; Hayashi, K. 2003. Ore mineralogy, fluid inclusion, and
stable isotopic characteristics of stratiform copper deposits in the coastal Cordillera of northern Chile. Mineralium Deposita, Vol. 38, p. 208-216.
Losert, J. 1973. Genesis of copper mineralizations and associated alterations in the Jurassic volcanic
rocks of the Buena Esperanza mining area. Universidad de Chile, Departamento de Geología, Publicación, No. 40, 104 p.
Lucassen, F.; Franz, G. 1994. Arc related Jurassic igneous and meta-igneous rocks in the Coastal
Cordillera of northern Chile, Region Antofagasta. Lithos, Vol. 32, p. 273-298. Lucassen, F.; Kramer, W.; Bartsch, V.; Wilke, H-G.; Franz, G.; Romer, RL.; Dulski, P. 2006. Nd,
Pb, and Sr isotope composition of juvenile magmatism in the Mesozoic large magmatic
18
province of northern Chile (18-27ºS): indications for a uniform subarc mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 152, p 571-589.
Maksaev, V. 1990. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology of the Chilean Andes
between latitudes 21º and 26º south, and the origin of major porphyry copper deposits. Ph.D. Thesis (Unpublished), Dalhousie University, 554 p.
Marinovic, N.; Smoje, I.; Maksaev, V.; Hervé, M.; Mpodozis, C. 1995. Hoja Aguas Blancas, Región
de Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Carta Geológica de Chile, Nº 70.
Marschik, R.; Fontboté, L. 2001. The Candelaria-Punta del Cobre iron oxide Cu-Au(-Zn-Ag) deposits,
Chile. Economic Geology, Vol. 96, p. 1799-1826. Muñoz, N.; Venegas, R.; Tellez, C. 1988. La Formación La Negra: Nuevos antecedentes
estratigráficos en la Cordillera de la Costa de Antofagasta. In Congreso Geológico Chileno, No.5, Actas, Vol. 1, p. A283-A311. Santiago.
Niemeyer, H.; Standen, R.; Venegas, R. 1990. Geología del Distrito Minero Carolina de Michilla.
Proyecto de Exploración Geología Distrital. Compañía Minera Michilla S.A. Informe Inédito, 195 p.
Nisterenko, G.V.; Losert, L.; Chávez, L.; Naumov, V.B. 1974. Temperaturas y presiones de
formación de algunos yacimientos cupríferos de Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 1, p. 74-84.
Oliveros, V. 2005. Etude géochronologique des unités magmatiques Jurassiques et Crétacé Inférieur du
Nord du Chili (18º30’ – 24ºS, 60º30’ – 70º30’W): origine, mise en place, altération, métamorphisme et minéralisations asocies. Tesis Doctoral (Inédito). Université de Nice-Sophie Antipolis-UFR Sciences y Departamento de Chile, Universidad de Chile, 305 p.
Oliveros, V.; Féraud, G.; Aguirre, L.; Fornari, M.; Morata, D. 2006. The early andean magmatic
province (EAMP): 40Ar/39Ar dating on Mesozoic volcanic and plutonic rocks from the Coastal Cordillera, northern Chile. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 157, p. 311-330.
Palacios, C. 1990. Geology of the Buena Esperanza copper-silver deposit, northern Chile. In
Stratabound ore deposits in the Andes ( Fontboté, L.; Amstutz, G.C.; Cardozo, M.; Cedillo, E.; Frutos, J.; editors). Springer-Verlag, p. 313-318.
Palacios, C.; Definis, A. 1981. Petrología del yacimiento Buena Esperanza, II Región, norte de Chile.
In Coloquio sobre volcanismo y metalogénesis, No.1, Actas, Departamento de Geociencias, Universidad Católica del Norte, p. 48-67. Antofagasta.
Pichowiak, S. 1994. Early Jurassic to Early Cretaceous magmatism in the Coastal Cordillera and the
Central Depression of North Chile. In Tectonics of the Southern Andes (Reutter, K-J.; Scheuber, E.; Wigger, P.J. (editors). Springer-Verlag, p. 203-217.
Prinz, P.; Wilke, H.G.; Hillebrandt, A. 1993. Sediment accumulation and subsidence history in the
Mesozoic marginal basin of northern Chile. In Tectonics of the Southern Central Andes (Reutter, K-J.; Scheuber, E.; Wigger, P.J. (editors). Springer-Verlag, p. 219-232.
Reutter, K-J.; Scheuber, E. 1988. Relation between tectonics and magmatism in the Andes of northern
Chile and adjacent areas between 21° and 25°. In Congreso Geológico Chileno, No.5, Actas, Vol. 1, p. A345-A363. Santiago.
19
Rogers, G.; Hawkesworth, C.J. 1989. A geochemical traverse across the North Chilean Andes: evidence for crust generation from the mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 91, p. 271-285.
Ruíz, C.; Aguilar, A.; Egert, E.; Espinoza, W.; Peebles, F.; Quezada, R.; Serrano, M. 1971. Strata-
bound copper sulphide deposits of Chile. Soc Mining Geol Japan Spec Issue, Vol. 3, p. 252-260.
Sato, T. 1984. Manto type copper deposits in Chile: A review. Bulletin of the Geological Survey of
Japan, Vol. 35, p. 565-582. Scheuber, E.; Andriessen, P.A.M. 1990. The kinematic and geodynamic significance of the Atacama
fault zone, northern Chile. Journal of Structural Geology, Vol. 12, p. 243-257. Scheuber, E.; Reutter, K-J. 1992. Magmatic arc tectonics in the Central Andes between 21º and 25ºS.
Tectonophysics, Vol. 205, p. 127-140. Scheuber, E.; Hammerschmidt, K.; Friedrichsen, H. 1995. 40Ar-39Ar and Rb-Sr analyses from
ductile shear zones from the Atacama Fault Zone, northern Chile: the age of the deformation. Tectonophysics, Vol. 250, p. 61-87.
Scheuber, E.; González, G. 1999. Tectonics of the Jurassic-Early Cretaceous magmatic arc of the north
Chilean Coastal Cordillera (22º - 26ºS): A story of crustal deformation along a convergent plate boundary. Tectonics, Vol. 18, p. 895-910.
Taylor, S.R. 1969. Trace element chemistry of andesites and associated calc-alkaline rocks. In:
McBirney AR (ed). Proceedings of the Andesite Conference, Dep. Geol. Miner. Ind, Oregon, Ohio. Bulletin, Vol. 65, p. 43-63.
Thiele, R.; Pincheira, M. 1987. Tectónica transpresiva y movimiento de desgarre en el segmento sur de
la zona de falla de Atacama, Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 31, p. 77-94. Tristá-Aguilera, D. 2001. Mineralización y microtermometría de inclusiones fluidas en yacimientos
cupríferos de la Cordillera de la Costa, entre los 22º04’- 22º44’ Latitud Sur, II Región de Antofagasta, Chile. Memoria de Título (inédito), Universidad Católica del Norte, Departamento de Ciencias Geológicas, Antofagasta, 110 p.
Venegas, R.; Munizaga, F.; Tassinari, C. 1991. Los yacimientos de Cu-Ag del distrito Carolina de
Michilla, Región de Antofagasta, Chile: nuevos antecedentes geocronológicos. In Congreso Geológico Chileno, No. 6, Actas, Vol. 1, p 452-455, Viña del Mar.
Vivallo, W.; Henríquez, F. 1998. Génesis común de los yacimientos estratoligados y vetiformes de
cobre del Jurásico Medio a Superior en la Cordillera de la Costa, Región de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 25, p. 199-228.
Wigger, P.J.; Schmitz, M.; Araneda, M.; Asch, G.; Baldzuhn, S.; Giese, P.; Heinsohn, W-D.;
Martinez, E.; Ricaldi, E.; Röwer, P.; Viramonte, J. 1993. Variation in the crustal structure of the southern Central Andes deduced from seismic refraction investigations. In Tectonics of the Southern Central Andes (Reutter, K.J.; Scheuber, E.; Wigger, P.J.; editors). Springer-Verlag, p. 23-48.
Wolf, F.B.; Fontboté, L.; Amstutz, G.C. 1990. The Susana copper (-silver) deposit in Northern Chile.
Hydrothermal mineralization associated with a Jurassic volcanic arc. In Stratabound ore deposits in the Andes (Fontboté, L.; Amstutz, G.; Cardozo, M.; Cedillo, E.; Frutos, J.; editors). Springer-Verlag, p. 319-338.
20
21
CAPÍTULO 2
El YACIMIENTO LINCE – ESTEFANÍA
2.1 - INTRODUCCIÓN
Lince – Estefanía se encuentra ubicado en la actual Cordillera de la Costa del
Norte de Chile (Figura 2.1), a 130 km al NNE de la Ciudad de Antofagasta. A este
yacimiento se accede a través de la Ruta 1 que une las ciudades de Antofagasta y
Tocopilla. En el km 105 de dicha ruta, se encuentra la antigua Planta Concentradora de
Minera Michilla S.A. Desde este lugar se accede al sector de faenas mineras a través
de una cuesta de 25 km de largo. Las coordenadas centrales de Lince-Estefanía son
7.491.700N – 380.000E, y la superficie del yacimiento se encuentra a una altitud
media de 850 ms.n.m.
Por décadas, Lince – Estefanía, propiedad de Minera Michilla S.A ha
constituido la mayor fuente de producción de Cu dentro de los yacimientos del Distrito
Michilla. Durante el año 2004, Lince - Estefanía representó ~80 % de la producción de
Cu en el distrito con un promedio de ley de 0,8 % Cu y 2,3 % Cu en Lince y Estefanía,
respectivamente (Memoria Anual Minera Michilla S.A, 2004). Dicho yacimiento se
explota mediante el método de rajo abierto, en el sector de Lince (sobre los 500 m
s.n.m) y de manera subterránea en el sector de Estefanía (bajo los 500 m s.n.m). El
sector de Lince aporta principalmente minerales oxidados de Cu y desde los inicios de
la actividad minera industrializada en este sector (desde el año 1994) hasta la
actualidad, se ha extraído aproximadamente 30 Mt de mineral con una ley media de Cu
total (CuT) de 1,5%. En Estefanía, la extracción mineral corresponde
fundamentalmente a sulfuros de cobre y durante el mismo período de operación, se ha
explotado aproximadamente 5 Mt con una ley media de CuT de 2,7%.
El objetivo de este capítulo es conocer y entender la geología del yacimiento
Lince-Estefanía considerando su contexto geológico distrital.
22
Figura 2.1. Mapa geológico y distribución de los principales yacimientos estratoligados de Cu del Distrito Michilla, Norte de Chile. Modificado de Boric et al. (1990).
23
2.2 - GEOLOGÍA DISTRITAL
Las unidades que afloran en el Distrito Michilla (DM) corresponden a rocas de
la Formación La Negra, intrusivos subvolcánicos (“stocks”, diques y filones manto),
cuerpos plutónicos del Batolito de la Costa y depósitos sedimentarios (Figura 2.1).
La Formación La Negra constituye aproximadamente el 40% de los
afloramientos y aloja la totalidad de los yacimientos del distrito. En este sector, la
unidad volcánica está compuesta por una alternancia de coladas basálticas a
andesíticas con texturas amigdaloidal, porfídica, afanítica y brechosa, con
intercalaciones de tobas, areniscas tobáceas (Niemeyer et al., 1990) y calizas
(Niemeyer et al., 1990; Bogdanic et al., 1994). El rumbo de las capas varía de NE en el
sector occidental, a NW en la zona central y oriental, con manteos al NW y NE,
respectivamente (Figura 2.1).
La unidad de calizas mencionada, intercaladas en la Formación La Negra
(Astudillo, 1983), aflora en el sector sur del distrito (sector de Viruca, Figura 2.1).
Observaciones de campo y descripciones microscópicas de la unidad calcárea,
sugieren un ambiente de depósito submareal (Niemeyer et al., 1990, Bogdanic et al.,
1994), probablemente debido a ingresiones marinas locales (Bogdanic et al., 1994).
En el DM la actividad magmática intrusiva está representada por cuerpos de
dimensiones batolíticas de composición gabro-diorítica a monzonítica y granodiorítica
(e.g. Cerro Vireira; Figura 2.1). Estos cuerpos forman, en superficie, una franja de
orientación N-S observada tanto en el extremo occidental como oriental del distrito.
Intrusivos subvolcánicos (diques y “stocks”) de composición diorítica a gábrica, con
distintas variedades texturales (porfídicas y microfaneríticas), se emplazan en
orientaciones preferenciales NE. En conjunto, esta unidad de intrusivos representa
aproximadamente el 10 % del área distrital.
24
Los minerales de cobre ocurren, generalmente, alrededor de los intrusivos
subvolcánicos y forma cuerpos de mena tales como mantos (ej. yacimientos Lince-
Estefanía, Buena Vista, Desierto Antiguo, Juárez) y cuerpos de brechas (ej. yacimiento
Lince-Estefanía, Llano-Gambeta). Los minerales de cobre forman, además, cuerpos
irregulares asociados a estructuras (ej. yacimiento Carolina, California, Núcleo X,
Polos). Los intrusivos subvolcánicos mencionados han sido descritos como totalmente
estériles, lo cual evidenciaría su emplazamiento con posterioridad al evento de
mineralización (e.g. Niemeyer et al., 1990). Sin embargo, los antecedentes recopilados
en este trabajo de Tesis, permiten establecer la presencia de intrusivos pre-
mineralización.
Depósitos sedimentarios no consolidados se disponen sobre las unidades
descritas y cubren aproximadamente el 50% del área distrital. Estos depósitos de más
antiguos a más jóvenes corresponden a gravas continentales (Oligoceno – Mioceno),
depósitos de terraza (Plioceno Superior), depósitos marinos de la Formación
Mejillones (Pleistoceno) (Ferraris y Di Biase, 1978) y, depósitos aluviales y
“escombros” de faldas, acompañados por depósitos de limos (Pleistoceno – Holoceno)
(Boric et al., 1990; Niemeyer et al., 1990).
Las unidades mencionadas son afectadas, en su mayoría, por estructuras
asociadas al Sistema de Fallas Atacama. Éstas representan importantes metalotectos
para la concentración de minerales de cobre (Boric et al. 1990; Niemeyer et al. 1990).
En el distrito, los principales sub-sistemas a los que se hace referencia son:
- Sub-Sistema NS: Las estructuras más importantes pertenecen al Sistema de la Falla
Mititus, la cual es de carácter regional y se extiende más allá de los límites del
distrito.
- Sub-Sistema NE: Las estructuras más representativas son las Fallas Tames, Indio,
Hornos, Muelle, Condell y Buena Vista.
- Sub-Sistema NW: Tiene menor representación y presentan extensiones más
reducidas que el resto de los sub-sistemas (Ej. Falla Carolina).
25
2.3 - GEOLOGÍA DEL YACIMIENTO LINCE – ESTEFANÍA
2.3.1 - Introducción
El yacimiento Lince – Estefanía se aloja, principalmente, en rocas volcánicas
de la Formación La Negra (Figuras 2.1 y 2.2). En el yacimiento, esta unidad forma una
secuencia monoclinal de actitud N60ºE/45ºNW en la que se reconoce andesitas con
textura amigdaloidal, porfídica, afanítica y brechosa (Figura 2.3). La secuencia
volcánica ocurre en este mismo orden, desde el techo hasta su base, cuando incluye a
todas estas variedades texturales.
En los niveles más profundos del yacimiento (bajo los ~350 ms.n.m) donde las
rocas más características son andesitas porfídicas y amigdaloidales, las capas de las
secuencias son de mayor potencia (supera los 10 o 15 m) que en los niveles superiores.
En éstos últimos, es más común la ocurrencia de rocas porfídicas-amigdaloidales y
andesitas brechosas (desde ~ 850 ms.n.m hasta ~ 350 ms.n.m) formando capas de
potencias menores a 5 m.
Las rocas volcánicas son intruidas por cuerpos de composición diorítica
y dacítica con orientaciones preferenciales NE y manteos hacia el SE. En menor
proporción existen intrusivos con orientaciones NS y NW. Los cuerpos de
composición diorítica tienen una amplia distribución en el yacimiento en relación a
aquellos de composición dacítica. Desde el punto de vista morfológico los cuerpos
subvolcánicos tienen formas tabulares (diques) e irregulares (“stocks”). Los diques
presentan potencias que varían entre 10 cm y 30 m. Los cuerpos irregulares pueden
alcanzar los 250 m en su eje diametral mayor. La información obtenida a partir de
sondajes de diamantina ha permitido establecer que los cuerpos tipo “stocks”, los
cuales se presentan de manera aislada en superficie, en su mayoría se encuentran
unidos en profundidad. Algunos de ellos, generan a su alrededor una zona de brechas
formada por matriz intrusiva y xenolitos volcánicos (Figuras 2.2 y 2.4). En general,
tanto los diques como los intrusivos mayores se disponen de manera aproximadamente
perpendicular al manteo de las capas de la secuencia volcánica (Formación La Negra).
26
Las unidades de rocas mencionadas están cubiertas, en parte, por depósitos
sedimentarios semi-consolidados.
Figura 2.2. Perfil esquemático de sección representativa NW-SE del yacimiento Lince-Estefanía (DM).
27
Figura 2.3. Variedades texturales de las rocas volcánicas huésped de la mineralización del yacimiento Lince – Estefanía (Formación La Negra) de techo a base en una secuencia volcánica. A: Andesita amigdaloidal, B: Andesita porfídica, C: Andesita afanítica, D: Andesita brechosa.
Figura 2.4. Sondaje de testigo de diamantina RL-768D que muestra brecha formada por xenolitos de andesita y matriz intrusiva.
El rasgo estructural más importante dentro del yacimiento corresponde al
Sistema de Fallas Muelle. Éste es de orientación NE y las estructuras más importantes,
subparalelas entre sí, son la Falla Muelle y la Falla Continuidad. La Falla Muelle tiene
una actitud media de N50ºE/60ºSE y la extensión superficial, reconocida en Lince-
Estefanía, alcanza aproximadamente 2,5 km. La actitud de la Falla Continuidad es
A B
C D
5 cm
28
N60ºE/65ºSE y su rumbo varía a N50ºE hacia el NE del yacimiento. La traza de esta
falla se ha reconocido por una extensión de ~2 km.
Los minerales de mena forman principalmente cuerpos estratiformes y brechas.
Los cuerpos estratiformes son los más abundantes y ocurren invariablemente cercanos
a los intrusivos subvolcánicos. Los cuerpos de brecha se distribuyen alrededor de los
“stocks” y diques. Localmente, los minerales de mena forman vetillas.
Los cuerpos estratiformes se extienden lateralmente desde los intrusivos o a
partir de las brechas, y sus dimensiones son variables. Se ha reconocido cuerpos con
potencias que varían desde 3 hasta 20 m, con extensiones laterales en la dirección del
rumbo de la estratificación de las coladas de la secuencia volcánica que pueden
alcanzar los 150 m y cerca de los 200 m a lo largo del manteo.
El principal cuerpo de brecha del yacimiento Lince-Estefanía ha sido
reconocido desde superficie hasta ~1000 m de profundidad. Éste se encuentra en torno
al “stock” principal y puede estar formado ya sea por clastos de rocas volcánicas con
matriz intrusiva, o por clastos volcánicos e intrusivos, con minerales de mena o de
alteración como matriz. Los tamaños de los clastos varían desde unos pocos
centímetros hasta aproximadamente 6 m. La mayor parte de los megaclastos (mayores
a 1 m de diámetro) se encuentran a su vez externamente brechizados y forman a su
alrededor una brecha más fina. La forma de los clastos varía desde subangular a
subredondeada. En la zona más superficial del yacimiento los clastos se encuentran
rodeados por minerales de mena o de alteración (brecha matriz soportada). Hacia los
niveles más profundos la matriz puede llegar a ser más escasa (brecha clasto
soportada) e incluso sólo formar una textura craqueada en la roca de caja. La
ocurrencia de fragmentos de roca intrusiva en las brechas (Figura 2.5) sugiere que, al
menos, parte de los intrusivos se emplazaron previos a el (los) evento(s) de
mineralización.
29
Figura 2.5. Brecha formada por clastos de roca intrusiva y volcánica (V) con matriz de calcosina (Cc) y crisocola-atacamita (cr-atac). Muestra testigo de diamantina, 300 ms.n.m.
Los minerales de mena están formados por sulfuros y óxidos de cobre. Los
sulfuros de Cu están constituidos por calcosina-digenita, bornita, covelina, anilita y
calcopirita. Los óxidos de Cu incluyen atacamita y crisocola. Estos minerales ocurren
en las zonas más permeables de la roca huésped, tales como reemplazo de matriz de
brechas, relleno de amígdalas, vetillas, microfracturas, o finamente diseminados en las
rocas volcánicas e intrusivas. Los minerales de mena forman una zonación vertical,
donde las fases sulfuradas ocurren principalmente en los niveles más profundos del
yacimiento con abundancias que pueden superar el 90% bajo los 200 ms.n.m. Los
óxidos de Cu (atacamita y crisocola) dominan la zona cercana a la superficie (sobre los
500 ms.n.m). Sin embargo, éstos pueden ocurrir en cantidades traza a lo largo de toda
la columna mineralizada (~1000 m). Una zona de mena mixta ocurre entre los 500 y
los 200 ms.n.m.
Una característica importante observada en el yacimiento es la ocurrencia de
hematita asociada espacialmente a los sulfuros de Cu, principalmente a calcosina-
digenita y bornita. El significado de esta asociación mineralógica será explicado en el
Capítulo 3. Los minerales de alteración relacionados paragenéticamente a la
mineralización sulfurada corresponden a la asociación clorita + epidota + albita ±
cuarzo - actinolita. La asociación paragenética relacionada a la mineralización oxidada
corresponde a calcita - cuarzo - yeso.
Intrusivo
Cc V
cr-atac
2 cm
30
Minerales sulfurados tales como esfalerita y galena asociados a los sulfuros de
Cu mencionados son por primera vez reconocidos en el yacimiento Lince-Estefanía.
De forma preliminar se establece sus ocurrencias en las rocas volcánicas de manera
diseminada, como relleno de amígdalas y microfracturas, y bajo los 0 ms.n.m.
2.3.2 - Relación entre intrusivos y cuerpos de mena
Como se ha mencionado, una característica general observada en los
yacimientos estratoligados de Cu del DM es la ocurrencia de cuerpos intrusivos
subvolcánicos, sean éstos diques o “stocks”, asociados espacialmente a los cuerpos de
mena. Es importante destacar que estos intrusivos han constituido una herramienta
fundamental en la historia de exploración de los yacimientos alojados en la Formación
La Negra, y en este contexto, uno de los aspectos más importantes de los estudios
realizados en los yacimientos mencionados ha sido el de determinar el rol de los
intrusivos en su formación.
A pesar de que la mayor parte de los intrusivos han sido clásicamente
considerados posteriores a el (los) evento(s) de mineralización, las observaciones
realizadas durante el desarrollo de este trabajo, sumado a los altos contenidos de Cu
que ellos presentan (reporte Minera Michilla S.A 2005, datos no publicados), son
evidencias de que existen intrusivos que fueron afectados por episodios de
mineralización hidrotermal. De acuerdo a esto, desde el punto de vista de las
relaciones temporales, al menos dos tipos de intrusivos son reconocidos en el
yacimiento: a) intrusivos (stock y abundantes diques) pre-mineralización, o que en
parte pudieron ser contemporáneos a este proceso y, b) intrusivos post-mineralización.
Basado en el conocimiento que se tiene de gran parte de los yacimientos estratoligados
de Cu ubicados en el Distrito Michilla, y la relación que los cuerpos de mena también
presentan con intrusivos subvolcánicos como aquellos de Lince-Estefanía, es
importante hacer notar que es posible extender la clasificación de los intrusivos al resto
de los yacimientos dentro del distrito.
31
I I
2 cm
V I
a) Intrusivos pre-mineralización
A este grupo pertenecen tanto diques como cuerpos subvolcánicos irregulares
(“stocks”) de composición diorítica, los cuales presentan una dirección preferencial de
emplazamiento NE. Gran parte de ellos, fundamentalmente los cuerpos irregulares,
generan a su alrededor una zona de brechas formada por fragmentos de rocas
volcánicas con matriz intrusiva (Figura 2.6). El contenido de matriz disminuye, y
aumenta el contenido de clastos volcánicos conforme aumenta la distancia desde el
intrusivo hacia su roca de caja (Figura 2.7). También, aunque en menor proporción, se
reconoce un contacto abrupto entre ambas unidades de rocas.
Figura 2.6. Brecha formada por clastos volcánicos (V) y matriz intrusiva (I). Muestra de testigo de diamantina de zonas cercanas al “stock”.
Figura 2.7. Esquema de distribución de matriz intrusiva en la roca volcánica. Nótese la disminución de matriz intrusiva conforme aumenta la distancia desde el intrusivo hacia su roca de caja (rocas volcánicas).
3 cm
32
En algunas zonas de contacto entre los intrusivos con las rocas volcánicas se
reconocen brechas mineralizadas formadas por clastos volcánicos e intrusivos,
inmersos en una matriz de minerales de mena. Esta matriz está formada principalmente
por calcosina-digenita, bornita, atacamita y crisocola, y localmente por pirita, y
minerales de alteración que acompañan a la mineralización. La zona de brechas
mineralizadas puede alcanzar espesores medios de hasta 200 m alrededor del cuerpo
subvolcánico. El contenido de clastos volcánicos disminuye en dirección al intrusivo, y
en algunos sectores la roca huésped de la mineralización la constituye sólo esta última
unidad. En este caso, los minerales de mena ocurren como matriz de brechas (Figura
2.8A), en vetillas (Figura 2.8B) y finamente diseminados. Hacia el interior de los
intrusivos el contenido de Cu disminuye notablemente. Los análisis realizados por CuT
indican que las concentraciones de este elemento pueden llegar hasta ~100 ppm
(Reporte, Minera Michilla S.A 2005). Ésto permite sugerir que la ausencia de
minerales de mena hacia el interior de los intrusivos podría estar controlada por la
permeabilidad de la roca. La zona de contacto entre las rocas volcánicas e intrusivas
parece haber actuado como importante canal de alimentación de los fluidos
mineralizadores. Los tipos de cuerpos de mena y sus distribuciones espaciales así lo
sugieren.
Figura 2.8 A: Intrusivo subvolcánico pre-mineralización. Calcosina-bornita (cs-bn) como matriz de brecha. Cota 327 ms.n.m. B: Intrusivo subvolcánico pre-mineralización. Calcosina-bornita (cs-bn) en fracturas y finamente diseminada. Muestra de testigo de diamantina, sondaje RL-641D; cota 250 ms.n.m
Es importante mencionar que existe un paso gradual y lateral desde los cuerpos
de brechas hacia la zona donde los minerales de mena forman definitivamente cuerpos
paralelos o subparalelos a la secuencia volcánica (mantos). Las observaciones a escala
A
3 cm
B
3 cm
33
mesoscópica y microscópica de muestras provenientes de estos dos tipos de cuerpos de
mena (mantos y brechas) y de la zona de transición entre ambas, sugiere que ambos
fueron formados por el (los) mismo(s) proceso(s) de mineralización. Esta característica
es corroborada por estudios composicionales y texturales realizados (ver Capítulo 3).
b) Intrusivos post- mineralización
Dentro de los cuerpos subvolcánicos reconocidos en Lince-Estefanía, existen
algunos que indican un emplazamiento posterior a el (los) evento(s) de mineralización.
Esta unidad está formada por diques de composición dacítica ricos en anfíboles
idiomórficos y algunos de ellos zonados (ver tópico 3.3). Sus potencias alcanzan los 30
m, y corresponden a cuerpos estériles como lo indican las observaciones de campo y
los análisis químicos de Cu Total (Reporte Minera Michilla S.A, 2005, no publicado).
Esta unidad intruye a algunos de los cuerpos intrusivos pre-mineralización con una
dirección de emplazamiento NE. Como se observa en la Figura 2.9, los intrusivos post-
mineralización tienen características mesoscópicas que los hacen claramente
identificables, y de acuerdo a esto se les ha reconocido una amplia distribución no sólo
a la escala del yacimiento, sino que también a nivel distrital.
Figura 2.9. Intrusivo post-mineralización de composición dacítica. A: sondaje RL641-D. Fotomicrografías B (Luz polarizada plana) y C (Nícoles cruzados), sondaje Z350-11 cota 190 ms.n.m.
B
3 cm
A
0,3 mm
B C
0,3 mm
34
2.4 - YACIMIENTO LINCE-ESTEFANÍA
Lince-Estefanía es considerado un yacimiento tipo dentro de los definidos
como estratoligados de Cu alojados en la secuencia volcánica de la Formación La
Negra, norte de Chile. En el yacimiento los minerales de mena forman cuerpos
paralelos o subparalelos a estratos (mantos), brechas hidrotermales y en menor medida
vetillas. Estos minerales están constituidos por óxidos y sulfuros de Cu y forman una
columna mineralizada reconocida de ~1000 m, desde la superficie actual del
yacimiento (850 ms.n.m). El reciente reconocimiento de minerales tales como
esfalerita y galena, no hacen posible definir sus distribuciones y abundancia en el
yacimiento.
En general, los cuerpos de brechas se desarrollan alrededor de intrusivos
subvolcánicos de composición diorítica, y gradan lateralmente hasta formar cuerpos
paralelos o subparalelos a la secuencia volcánica (mantos). Los sectores con más altos
de contenidos de Cu se encuentran asociados a diques y a la zona de brechas
hidrotermales. Estas concentraciones disminuyen conforme aumenta la distancia desde
los intrusivos y/o desde las brechas. Dos grupos importantes de cuerpos intrusivos han
sido reconocidos en el yacimiento; aquellos emplazados previos a el (los) evento(s) de
mineralización, y los que claramente lo(s) postdatan.
Las observaciones indican que no existen diferencias mineralógicas ni
texturales, entre los minerales que ocurren en las rocas intrusivas (en forma de matriz
de brechas, vetillas y diseminados); en las brechas hidrotermales; y aquellos que
ocurren en las rocas volcánicas (como relleno de amígdalas, vetillas y diseminados).
Esto sugiere que para cada uno de los procesos de mineralización interpretados, un
sólo evento habría dado lugar a al formación de la ocurrencia de minerales de mena en
intrusivos, brechas y en rocas volcánicas (mantos).
La relación espacial existente entre los cuerpos de mena e intrusivos
subvolcánicos de composición diorítica (pre-mineralización) y dacíticos (post-
35
mineralización), la ocurrencia de minerales de mena, sus abundancias y distribución en
sus dos tipos de roca huésped (rocas intrusivas y volcánicas), sugiere que los fluidos
hidrotermales responsables de la formación del yacimiento (al menos en su primera
etapa de formación, relacionados con la ocurrencia de minerales de mena hipógenos),
pudieron haber canalizado a través de las zonas de debilidad litológica en el contacto
entre las rocas de la secuencia volcánica y los cuerpos subvolcánicos. Estos mismos
sectores parecen haber actuado como trampas para la precipitación de minerales. La
estrecha relación temporal entre los distintos procesos geológicos involucrados en la
formación del yacimiento, sean éstos, depositación de la secuencia volcánica,
emplazamiento de cuerpos intrusivos subvolcánicos y mineralización de Cu, serán
analizados en detalle en el Capítulo 4.
REFERENCIAS Astudillo, O. 1983. Geología y metalogénesis del distrito minero Carolina de Michilla, Antofagasta, II
Región, Chile. Memoria de Título (Inédito), Universidad del Norte, Departamento de Geociencias, Antofagasta, 131 p.
Bogdanic, T.; Standen, R.; Wilke, H-G. 1994. Nuevos antecedentes de sedimentitas calcáreas
intercaladas en la Formación La Negra a la latitud del Distrito Michilla, II Región de Antofagasta. In Congreso Geológico Chileno, No.7, Actas, Vol.1, p 414-417. Concepción.
Boric, R.; Díaz, F.; Maksaev, V. 1990. Geología y yacimientos metalíferos de la Región de
Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Boletín, No. 40, 246 p. Ferraris, F.; Di Biase, F. 1978. Hoja Antofagasta, región de Antofagasta. Instituto de investigaciones
Geológicas, Carta Geológica de Chile, Nº 30, 48p. Niemeyer, H.; Standen, R.; Venegas, R. 1990. Geología del Distrito Minero Carolina de Michilla.
Proyecto de Exploración Geología Distrital. Compañía Minera Michilla S.A. Informe Inédito, 195 p.
36
37
CAPÍTULO 3
PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA
3.1 - INTRODUCCIÓN
El término “margen tipo Andino” es utilizado para referirse a la formación de
un cinturón orogénico/ígneo, desarrollado estrictamente como consecuencia de
subducción de corteza oceánica bajo la corteza continental (e.g. Winter, 2001). Este
proceso de subducción se ha desarrollado de manera continua desde el Mesozoico al
presente a lo largo del margen occidental de Sudamérica, y ha dado lugar a la
formación de cuatro arcos magmáticos. Cada uno de ellos, presenta sus propias
características petrológicas y geoquímicas, las cuales probablemente, se encuentran
relacionadas a los diferentes regimenes tectónicos que han dominado durante la
subducción (e.g. Morata y Aguirre, 2003).
Las rocas volcánicas de la Formación La Negra e intrusivos subvolcánicos
(stocks y diques) presentes en el yacimiento Lince – Estefanía, forman parte de la
evolución del arco magmático del Jurásico-Cretácico Inferior desarrollado en el norte
de Chile. Esta formación tiene una composición andesítico-basáltica, alta en K y una
naturaleza de calco-alcalina a toleítica (e.g. Ruíz et al., 1971; Buchelt y Tellez, 1988;
Rogers y Hawkesworth, 1989; Pichowiak, 1994; Lucassen et al., 2006). Sus
características geoquímicas e isotópicas (Sr, Nd, y Pb) indican un magmatismo
relacionado a subducción, de origen mantélico sin apreciable contaminación cortical
(e.g. Lucassen y Franz, 1994; Lucassen et al., 2006). Las características petrográficas y
geoquímicas de los intrusivos subvolcánicos permiten que éstos hayan sido
interpretados, en parte, como conductos alimentadores del volcanismo, y originados a
partir del mismo magma que dio lugar a la Formación La Negra (e.g. Espinoza et al.,
1996).
Uno de los objetivos de este capítulo es contribuir con nuevos antecedentes
acerca de las características petrológicas y geoquímicas de las rocas de la Formación
38
La Negra e intrusivos subvolcánicos asociados, considerando un contexto geológico
relacionado con la formación del yacimiento Lince-Estefanía. Debido a esto es
importante señalar que se ha tenido especial cuidado en la selección de muestras del
yacimiento considerando un menor grado de alteración.
El estudio microscópico de los minerales de mena involucra, no sólo la
identificación de un grano mineral individual, sino que también la interpretación de las
texturas minerales, es decir, las relaciones espaciales existentes entre los granos.
Barton (1991) estableció que la interpretación de texturas es uno de los aspectos más
difíciles e importantes del estudio de las rocas y minerales de mena. Las texturas
minerales pueden ayudar a identificar la naturaleza de procesos tales como,
precipitación inicial de la mena, re-equilibrio post-depositacional, deformación, etc. El
reconocimiento e interpretación de texturas es sin lugar a dudas el paso más
importante, no sólo para realizar una adecuada interpretación a partir de resultados
analíticos, sino que también para entender el origen y la historia de formación de un
yacimiento.
La descripción mineralógica y textural debe ser complementada con la
determinación de la composición química de los minerales de mena. Esto se debe a
que durante el proceso de evolución de un yacimiento y los consecuentes cambios en
sus condiciones de formación, se puede dar lugar a la precipitación de minerales que
por simple observación microscópica no es posible definir. Un ejemplo de esto lo
constituyen los minerales del complejo sistema Cu-S. En este contexto, se ha
establecido como segundo objetivo de este capítulo, determinar la composición de los
principales minerales de menas primarios y sulfuros secundarios del yacimiento Lince-
Estefanía. Considerando las distintas relaciones texturales y asociaciones
mineralógicas, se establece su secuencia paragenética de formación.
39
3.2 - METODOLOGÍA
3.2.1 - Petrología y geoquímica de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía
La caracterización petrográfica de minerales primarios y de alteración de
muestras de rocas volcánicas e intrusivos subvolcánicos, se realizó sobre la base de
secciones transparentes-pulidas.
Para realizar el análisis químico de la roca huésped de la mineralización, se
seleccionó un total de 13 muestras de rocas volcánicas y 14 muestras de intrusivos
subvolcánicos, sin contenido de sulfuros y óxidos de Cu o menos alteradas y, sin
contenidos de rellenos de amígdalas y fracturas. Los análisis de elementos mayores y
traza en roca total se realizaron mediante Espectrometría de Emisión Atómica de
Plasma Inductivamente Acoplado (ICP-AES, Perkin-Elmer P-430) en el Departamento
de Geología de la Universidad de Chile (Sr. Jaime Martínez, analista) (Tabla 1, Anexo
1).
La principal limitación que podrían tener los resultados obtenidos tiene relación
con los distintos grados de alteración que presentan las rocas del yacimiento Lince-
Estefanía. Debido a ello, se ha utilizado los valores de referencia de análisis
geoquímico de elementos mayores de muestras no alteradas de la Formación La Negra,
correspondientes a Rogers y Hawkesworth (1989), Pichowiak (1994) y Lucassen et al.
(2006).
Con el propósito de caracterizar los principales minerales primarios
(plagioclasa, piroxeno y anfíbol) y fases secundarias (clorita, epidota, actinolita y
albita) de las rocas (Tabla 2, Anexo 1), un total de 7 secciones transparentes-pulidas
fueron utilizadas para análisis mediante microsonda electrónica (EMPA: electron
microprobe analysis). Dichos análisis se realizaron en el Departamento de Geología de
la Universidad de Chile. Para ello fue utilizado un equipo marca Cameca SU30 con
EDS (energy-dispersive spectrometer) y WDS (wavelength-dispersive spectrometer) y
se trabajó, en todos los casos, con un haz de electrones de 3 μm de diámetro, una
40
energía de 15 kV y una corriente constante de 10 nA. Los estándares usados fueron:
Ortoclasa como estándar de K, Si y Al; Rutilo como estándar de Ti; Andradita para el
estándar de Fe; Wollastonita como estándar de Ca; Albita para el estándar de Na;
Diópsido como estándar de Mg, y Rhodonita para el estándar de Mn.
Un total de 5 muestras de intrusivos subvolcánicos fueron analizadas por
isotopía de 87Sr/86Sr. Los valores de las razones 87Sr/86Sr medidos en estas rocas se
realizaron en la Universidad de Tohoku, Japón. Para poder establecer las razones
iniciales de 87Sr/86Sr de estas muestras, fue necesario obtener sus concentraciones de
Rb. Dichos análisis se llevaron a cabo mediante la técnica de Absoción Atómica en el
Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago (SERNAGEOMIN).
Los símbolos utilizados en las microfotografìas para referirse a los minerales
formadores de rocas, se basaron en la nomenclatura recomendada por Kretz (1983).
3.2.2 - Geoquímica de minerales metálicos
El estudio de relaciones texturales y de secuencia paragenética de los minerales
metálicos y de alteración asociados, se realizó mediante microscopio óptico. Las
muestras descritas son representativas de los minerales de menas que ocurren en el
yacimiento y de los distintos cuerpos de mena. Estas muestras constituyeron la base
para el análisis geoquímico (composición) de minerales metálicos y de isotopía
radiogénica y estable (Capítulos 3, 4 y 5).
El análisis de la composición de minerales metálicos (pirita, calcopirita,
calcosina-digenita primaria, bornita y anilita) se realizó en un total de 11 muestras,
mediante microsonda electrónica (Tablas 3 y 4, Anexo 1).
Las muestras con contenidos de calcosina-digenita primaria, bornita y covelina
(5 en total), y que corresponden a algunas de las muestras que fueron seleccionadas
para estudios de isotopía de Re-Os (Capítulo 4) fueron analizadas en el Departamento
41
de Ciencias Planetarias de la Universidad de Arizona, EUA. El equipo utilizado
corresponde a un Cameca SX100 (WDS: wavelength-dispersive spectrometers). Las
condiciones analíticas de trabajo para los análisis de contenidos de Cu, Fe y S,
utilizando calcopirita como estándar fueron, un haz de electrones de 3 μm, una energía
de 25 kV y una corriente constante de 40 nA. Para el análisis de elementos traza (Pb,
Ag, Zn, As y Re), las condiciones analíticas fueron, una energía de 25 kV y una
corriente constante de 200 nA. Galena, AgBiS2, ZnS, enargita y Re metálico fueron
respectivamente utilizados como estándares. Con el propósito de caracterizar los
distintos grupos (definidos según asociaciones mineralógicas) de muestras analizadas
por isotopía de Re-Os (Capítulo 4), se realizó mapas cualitativos de distribución de Cu,
S y Fe en minerales sulfurados de Cu (XR - WDS).
La composición de pirita, calcopirita, y algunos análisis de calcosina-digenita
primaria, bornita y sulfuros de Cu secundarios, se obtuvo mediante microsonda
electrónica en un total de 6 muestras. Los análisis se realizaron en el Laboratorio
AMTEL (Advanced Mineral Technology Laboratory), de la Universidad del Oeste de
Ontario (UWO), Canadá. El equipo utilizado corresponde a un JEOL 8600, y se
trabajó con un haz de electrones de 3 μm de diámetro, una aceleración de voltaje
(energía) de 20 kV y una corriente constante de 20 nA. En la Tabla 3.1 se muestran los
estándares utilizados para el análisis de estas 6 muestras de minerales sulfurados.
Tabla 3.1. Estándares y fuente de los estándares utilizados en el análisis de minerales sulfurados
Elemento Mineral Estándar Fuente del Estándar Cu Tetraedrita CANMET*
Calcopirita Fe Pirita Sintético y CANMET
Calcopirita S Pirita Sintético y CANMET
Calcopirita Sb Tetraedrita CANMET As Arsenopirita Univ. De Toronto Pb Galena Ag Ag Zn Esfalerita Sintético y CANMET Mn Rodocrosita
CANMET*: Canada Centre for Mineral and Energy Technology
42
3.3 - PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA DE LAS ROCAS DEL YACIMIENTO
LINCE – ESTEFANÍA
En este tópico se da a conocer las características geoquímicas de las rocas del
yacimiento Lince-Estefanía. Las texturas microfaneríticas y porfídicas observadas en
los intrusivos subvolcánicos permite utilizar como criterio que, en su conjunto, las
rocas presentes en el yacimiento sean caracterizadas según la clasificación establecida
para las rocas volcánicas (Le Maitre, 2002). Los resultados obtenidos del análisis de
elementos mayores y traza de las rocas volcánicas e intrusivos subvolcánicos se
muestran en la Tabla 1 del Anexo 1. 3.3.1 - Características petrográficas y geoquímicas de elementos mayores y traza de
las rocas volcánicas e intrusivas del yacimiento Lince-Estefanía
El estudio petrográfico ha permitido reconocer dos grupos principales de rocas
en el yacimiento Lince-Estefanía. Uno corresponde a rocas volcánicas y el otro está
formado por intrusivos subvolcánicos. Al menos, dos tipos de intrusivos subvolcánicos
son a su vez reconocidos en el yacimiento. El primero de ellos presenta una textura
microfanerítica equigranular y es de composición diorítica; y el segundo corresponde a
intrusivos subvolcánicos de textura porfídica y composición dacítica.
Las rocas volcánicas presentan variaciones texturales que incluyen texturas
porfídicas, brechizadas, amigdaloidales y en menor proporción afaníticas. Dichas rocas
están formadas, principalmente, por fenocristales de plagioclasa y clinopiroxeno.
Microlitos de plagioclasa, óxidos de Fe (magnetita y hematita) y minerales máficos,
forman la masa fundamental de estas rocas. Las fases secundarias afectan a la totalidad
de las rocas de una manera no penetrativa, y ocurren como relleno de intersticios,
amígdalas y fracturas, y alteran a minerales primarios. Los fenocristales de plagioclasa
se encuentran albitizados y frecuentemente alterados a sericita, epidota, clorita (Figura
3.1) y, en menor proporción a calcita. Los minerales máficos son parcialmente
reemplazados por clorita. La masa fundamental de las rocas se encuentra alterada a
43
Pl
Ep Chl
Chl 0,5 mm
A
clorita, epidota y óxidos de Fe. Clorita, epidota, cuarzo, albita, actinolita, calcita y en
menor proporción yeso y ceolita, son las fases principales que ocurren como relleno de
amígdalas y vetillas (Figuras 3.2 y 3.3).
Figura 3.1. Fotomicrografía de roca volcánica. Fenocristales de plagioclasa (Pl) albitizados y alterados a epidota (Ep) y clorita (Chl) (Muestra RL536-4). A: Luz polarizada plana, B: Nícoles cruzados.
0,5 mm
Pl
Ep Chl
Chl
B
44
A
Chl
Ep
0,3 mm
Act
A
Chl
Act
Ep
0,3 mm
B
Figura 3.2 Fotomicrografía de roca volcánica. Amígdala rellena con la asociación mineralógica clorita (Chl) - epidota (Ep) - actinolita (Act) (Muestra RL536-3). A: Luz polarizada plana, B: Nícoles cruzados.
45
Pl
Ep Chl 0,5 mm
Chl
Pl A
Pl
Pl
Ep
Chl
Ep Chl
0,5 mm
B
Figura 3.3. Fotomicrografía de roca volcánica. Fenocristales de plagioclasa (Pl) albitizados y alterados a epidota (ep). Amígdala rellena con clorita (Chl) y epidota (Ep). Se observa además alteración a clorita y epidota en la masa fundamental de la roca (Muestra Z350-39). A: Luz Polarizada Plana, B: Nícoles Cruzados.
Los intrusivos subvolcánicos de composición diorítica son de textura
microfanerítica equigranular (Figura 3.4) y están formados por cristales de plagioclasa
albitizada, clinopiroxeno, escaso ortopiroxeno, magnetita, titanomagnetita, muy escaso
anfíbol y biotita. Las fases secundarias principales están formadas por clorita y epidota
46
0,3 mm
Pl
Px
Px
Px
Px
A
Pl
Px Pl
Px
Px 0,3 mm
B
como relleno de intersticios, sericita como mineral de alteración en plagioclasa.
Además, existe un reemplazo parcial o total de biotita y anfíbol por clorita.
Figura 3.4. Fotomicrografía de intrusivo subvolcánico de composición diorítica y textura microfanerítica equigranular (Muestra RL605-D1). Se observa cristales de plagioclasa (Pl), piroxeno (Px) y minerales opacos (óxidos de Fe). A: Luz Polarizada Plana, B: Nícoles Cruzados.
Los intrusivos subvolcánicos de composición dacítica tienen una textura
porfídica y están formados por fenocristales de plagioclasa y anfíbol, rodeados por una
masa fundamental compuesta por microlitos de plagioclasa alterada y cuarzo.
47
Localmente los fenocristales pueden formar una textura cúmulo-porfídica o
autoenclaves (Figura 3.5). Los cristales de plagioclasa presentan bordes albitizados y
en general se encuentran alterados a minerales de arcilla de grano muy fino, que les da
un aspecto “terroso” (Figura 3.5). Los fenocristales de anfíbol son idiomórficos,
algunos de ellos zonados (Figura 3.5), se encuentran ocasionalmente alterados a clorita
y puntualmente presentan inclusiones de apatito.
Figura 3.5. Intrusivo subvolcánico de composición dacítica y textura porfídica. Se observan fenocristales de plagioclasa (Pl) y anfíbol (Am) inmersos en una masa fundamental formada por microlitos de plagioclasa y cuarzo secundario. A: Muestra de sondaje RL-641D; B: Fotomicrografía de Luz Polarizada Plana; C: Fotomicrografía de Nícoles Cruzados, Muestra Z350-11.
Además de las descripciones petrográficas y análisis composicional de
minerales, los grupos de rocas mencionadas fueron analizados químicamente por roca
total. Las ubicaciones de las muestras están representadas en la Figura 3.6. Los
resultados obtenidos de % en peso de óxidos mayores y elementos traza son
representados en el diagrama TAS (Total álcalis vs Sílice) (Le Bas et al., 1986). Este
diagrama es el más utilizado para la clasificación de rocas volcánicas.
Pl
Am
3 cm
0,5 mm0,5 mm
B C
Pl
Am
A
Am
Pl
48
Figura 3.6. Ubicación de muestras de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía seleccionadas para análisis de elementos mayores y trazas en Roca Total.
49
Antes de utilizar el diagrama de clasificación TAS, los siguientes procedimientos
deben ser adoptados y así se consideraron en este trabajo:
(1) Los valores de los análisis químicos deben ser recalculados a 100%
sobre una base libre de H2O y CO2. La pérdida por calcinación (PPC
o LOI (loss on ignition)) es el porcentaje en peso (% wt) que se
pierde cuando la muestra pulverizada es calentada a una temperatura
~ 800º C y los componentes volátiles son liberados de la estructura
de los minerales (e.g. Winter, 2001; Le Maitre, 2002).
(2) El Fe debe ser reportado como Fe2O3 (Fe3+ o férrico) y FeO (Fe2+ o
ferroso). Cuando esto no ocurre, generalmente todo el Fe es
calculado como FeO*. El asterisco indica que todo el Fe ha sido
matemáticamente convertido a FeO (e.g. Winter, 2001). El factor de
conversión utilizado corresponde a Fe2O3=FeO* x 1,11.
Como se ha mencionado, las rocas analizadas presentan cierto grado de
alteración corroborada, en parte, por el grado de albitización/sericitización de
plagioclasas. La clasificación química de rocas volcánicas utilizando el diagrama TAS
(Figura 3.7) indica que las rocas volcánicas del yacimiento (círculos blancos) se ubican
principalmente en el campo de los basaltos, andesitas-basálticas y traqui-andesitas
basálticas. Los intrusivos subvolcánicos microfaneríticos-equigranulares (rombos
grises) se ubican en el campo de composición de traqui andesitas-basálticas y traqui-
andesitas, y los intrusivos subvolcánicos porfídicos (triángulos negros) pertenecen al
campo de composición de dacitas - traquidacitas - riolitas. Los símbolos representados
por cuadrados han sido utilizados como referencia y corresponden a análisis
geoquímicos de rocas frescas de la Formación La Negra según Rogers y Hawkesworth
(1989) y Pichowiak (1994). El área indicada en color gris claro, representa el campo
composicional de las rocas volcánicas del Jurásico-Cretácico Inferior del Norte de
Chile determinadas por Lucassen et al. (2006). La mayoría de ellas corresponden a
andesitas basálticas y traqui-andesitas basálticas.
50
En la Figura 3.7 se observa que, en general, no existe una variación
composicional entre rocas alteradas analizadas en este trabajo y las rocas frescas de los
estudios de Rogers y Hawkesworth (1989) y Pichowiak (1994), utilizadas como
referencia. Es probable que este efecto se deba al alto contenido de Na que presentan
las rocas de Lince-Estefanía debido a procesos de alteración, y al alto contenido de K
de las rocas frescas. Con el propósito de clasificar las rocas del yacimiento y
minimizar el efecto de la alteración sódica que ellas presentan, los distintos tipos de
rocas analizadas y aquellas de referencia han sido representados en el diagrama
bivariante SiO2 vs K2O (Figura 3.8).
Figura 3.7. Clasificación química de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía utilizando diagrama TAS (diagrama de álcalis total vs sílice) (Le Maitre et al., 1989). Rocas volcánicas (círculos blancos), intrusivos subvolcánicos microfaneríticos-equigranular (rombos grises), intrusivos subvolcánicos de textura porfídica (triángulos negros). Además se muestran análisis de rocas volcánicas frescas de la Formación La Negra según Rogers y Hawkesworth (1989) y Pichowiak (1994) (cuadrados negros) y el área sombreada indica el campo de composición de rocas volcánicas del Jurásico-Cretácico Inferior determinadas por Lucassen et al. (2006).
Como se muestra en la Figura 3.8, las rocas volcánicas (círculos blancos) e
intrusivos subvolcánicos de textura microfanerítica equigranular (rombos grises) son
clasificadas como andesitas-basálticas y andesitas, y presentan un amplio rango en el
51
contenido de K (desde la serie baja hasta la serie alta en K), sin una clara correlación
del K con respecto al contenido de SiO2. Esto último sugiere una alta movilidad de este
elemento en las rocas debido a procesos de alteración. De aquí en adelante las rocas
volcánicas son referidas como andesitas y los intrusivos subvolcánicos mencionados,
como intrusivos de composición diorítica.
Los intrusivos subvolcánicos de textura porfídica son composicionalmente más
diferenciados que las rocas mencionadas, y son clasificados como dacitas y riolitas
(contenido de SiO2 > 67 %wt). Estas rocas tienen un contenido de K de bajo a medio y
presentan una correlación levemente negativa con respecto al aumento en el contenido
de SiO2, lo cual sugiere una alta movilidad de este elemento debido a procesos de
alteración. De aquí en adelante estas rocas serán referidas como intrusivos de
composición dacítica. Las rocas frescas de Rogers y Hawkesworth (1989) y Pichowiak
(1994) muestran claramente una composición andesítico-basáltica a andesítica y
pertenecen a la serie altas en K (Figura 3.8).
Figura 3.8. Diagrama de clasificación de rocas volcánicas SiO2 vs K2O (en base anhidra) recomendado para magmas de zonas de subducción (Tatsumi y Eggins, 1995), para las rocas del yacimiento Lince – Estefanía. Rocas volcánicas andesíticas (círculos blancos), intrusivos de composición diorítica (rombos grises), intrusivos de composición dacítica (triángulos negros). Además se muestran análisis de rocas volcánicas frescas de la Formación La Negra según Rogers y Hawkesworth (1989) y Pichowiak (1994) (cuadrados negros).
52
El diagrama de variación triangular más utilizado para la clasificación de rocas
ígneas de la serie de magmas subalcalinos es el Diagrama AFM, donde A =álcalis:
Na2O + K2O, F = FeO + Fe2O3, y M =MgO (Irvine y Baragar, 1971). En su conjunto,
tanto las rocas volcánicas andesíticas como los intrusivos de composición diorítica
presentan un patrón de diferenciación típico de la serie calco-alcalina, aunque algunas
muestras sugieren cierta afinidad toleítica (Figura 3.9).
Figura 3.9. Diagrama AFM (A: Na2O + K2O, F: FeO + Fe2O3, M: MgO) de clasificación de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía basado en la clasificación de rocas volcánicas según Irvine y Baragar (1971). Rocas volcánicas andesíticas (círculos blancos), intrusivos de composición diorítica (rombos grises), intrusivos de composición dacítica (triángulos negros).
Diagramas Bivariantes
Los constituyentes químicos de las rocas, tales como los elementos mayores,
pueden ser comparados en diagramas bivariantes o Diagramas de Harker. En estos
diagramas se representan los contenidos de SiO2 % wt de las rocas, en el eje de la
abcisa, y en el eje de la ordenada el resto de los óxidos mayores. En ellos es posible
establecer el comportamiento de los óxidos mayores con la diferenciación de las rocas
(Figura 3.10). En todos los diagramas bivariantes realizados se han representado los
53
análisis de las rocas volcánicas frescas de la Formación La Negra según Rogers y
Hawkesworth (1989) y Pichowiak (1994), como patrón de referencia.
El variado grado de alteración, siempre presente en las rocas del yacimiento
Lince-Estefanía, está representado por su pérdida por calcinación (PPC). Los valores
de PPC se encuentran en un rango entre 0,99 y 4,72 % wt. Dos grupos importantes de
rocas se destacan inmediatamente a partir de los diagramas de Harker. Uno de ellos
con valores de contenidos de SiO2 < 63% wt, y el otro con contenidos de SiO2 > 66%
wt.
A pesar del grado de alteración de las rocas del yacimiento, es posible observar
una relativa correlación negativa entre los contenidos de SiO2 y los contenidos de
Al2O3, MgO y CaO en todos los tipos de rocas analizadas. Los intrusivos
subvolcánicos de composición diorítica presentan un aumento en los contenidos de
Na2O con el aumento de SiO2 (con el aumento en la diferenciación). En el caso de las
rocas volcánicas, una pobre o ninguna correlación es observada entre los contenidos de
estos óxidos. Esta misma característica muestran las rocas volcánicas frescas.
El comportamiento de P2O5 sugiere una correlación positiva con el aumento en
el contenido de SiO2 en las rocas volcánicas andesíticas, intrusivos de composición
diorítica y en las rocas volcánicas frescas utilizadas como referencia. Sin embargo, no
se observa ningún tipo de correlación entre estos óxidos en los intrusivos de
composición dacítica.
54
Figura 3.10. Diagramas de Harker de variación de elementos mayores con respecto al contenido de SiO2 (expresados en % en peso y sobre una base libre de volátiles) de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía. Rocas volcánicas andesíticas (círculos blancos), intrusivos de composición diorítica (rombos grises), intrusivos de composición dacítica (triángulos negros).
55
Elementos traza
Un elemento traza puede ser definido como aquél que se encuentra presente en
una roca en concentraciones menores que 0,1% (<1000 ppm). Algunas veces los
elementos traza pueden formar especies minerales, pero éstos en su mayoría sustituyen
a los elementos mayores en los minerales formadores de rocas.
El estudio de los elementos traza ha llegado a ser de vital importancia en
petrología y permiten con mayor certeza que los elementos mayores, discriminar entre
los distintos procesos petrológicos. En general, los elementos traza son clasificados de
acuerdo a sus posiciones en la tabla periódica o de acuerdo a sus comportamientos en
el sistema magmático. En base a esto, varios grupos de elementos son de particular
interés geoquímico. Un ejemplo de ello lo constituyen los elementos del Grupo del
Platino (PGE) o metales nobles, y los metales de transición, pero, sin lugar a dudas, los
Elementos Tierras Raras (REE) son los más utilizados en geoquímica debido a que
tienen importantes aplicaciones en el estudio de la petrología de las rocas.
Todos los REE tienen muy similares propiedades físicas y químicas. Sin
embargo, la existencia de pequeñas diferencias en sus tamaños y comportamientos que
son aprovechados por los distintos procesos petrológicos. Estas diferencias permiten
formar la serie de los REE en función del fraccionamiento de un elemento con respecto
a otro. De acuerdo a la geoquímica de las rocas, es posible entonces establecer su
génesis e interpretar los procesos geológicos que le dieron lugar.
En el caso del análisis de los elementos mayores de las rocas, es posible
establecer que no existen diferencias marcadas en cuanto a la composición, entre las
rocas volcánicas y los intrusivos (dioríticos) (Figuras 3.7, 3.8 y 3.10). La diferencia
composicional entre estas rocas, y de éstas a su vez con los intrusivos dacíticos pueden
ser analizadas mejor a través del estudio de sus elementos trazas.
56
Los elementos traza de las rocas del yacimiento, normalizados a N-MORB
(normal mid-oceanic ridge basalts), muestran entre sí un similar patrón. Este se
caracteriza por un enriquecimiento relativo en elementos incompatibles (LILE: large
ion lithophile elements), tales como K y Ba, con respecto al N-MORB (Figuras 3.11 y
3.12). A este relativo enriquecimiento se le adiciona además el Th. En general, las
rocas presentan Sr < Ba < Th. La dispersión observada en los valores de Sr, K y Ba,
fundamentalmente en las andesitas (Figura 3.11), podría estar relacionada a la
movilidad de estos elementos durante procesos de alteración y/o metamorfismo. A
excepción del Ce, el resto de los elementos trazas desde Nb al Yb tienden a estar
empobrecidos con respecto al N-MORB en los dos tipos de intrusivos (Figura 3.12).
En general, las rocas muestran una anomalía negativa de Nb y una depresión Nb-Ta y
puede ser mejor distinguida en las rocas volcánicas e intrusivos dioríticos. Estas
mismas rocas también presentan una ligera anomalía negativa de Ti. Cada una de las
características mencionadas refleja un patrón típico de rocas magmáticas formadas en
zonas de subducción (e.g. Pearce, 1982; referencias en Lucassen et al., 2006).
Figura 3.11. Diagrama de patrones multi-elementos normalizados a N-MORB (Pearce, 1983) para las rocas volcánicas del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla.
57
Los comportamientos del Sr (bajos contenidos relativos, principalmente en las
rocas volcánicas e intrusivos dioríticos) (Figuras 3.11 y 3.12) y del Ca (Figura 3.10)
parecen estar relacionados entre sí. Este último elemento presenta una correlación
negativa con el SiO2. Las diferencias fundamentales observadas entre las rocas
volcánicas e intrusivos dioríticos, con los intrusivos de composición dacítica, son la
presencia en estas últimas rocas de bajos contenidos de Yb (Figuras 3.12 y 3.14) y
altas razones Sr/Y (>38) (Figura 3.13).
Figura 3.12. Diagrama de patrones multi-elementos normalizados a N-MORB (Pearce, 1983) para los intrusivos dioríticos (A) y los intrusivos dacíticos (B) del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla. El área sombreada representa el espectro de las rocas volcánicas (A), y de las rocas volcánicas + intrusivos dioríticos (B).
A
B
58
Figura 3.13. Relación Y vs Sr/Y para las rocas magmáticas del yacimiento Lince-Estefanía. Círculos blancos: rocas volcánicas andesíticas, rombos grises: intrusivos dioríticos; triángulos negros: intrusivos dacíticos
En la Figura 3.14 es posible observar el diagrama normalizado a condritos
(Nakamura, 1974) para los contenidos de REE de los tres tipos de rocas analizadas. De
manera general, el patrón de fraccionamiento de los REE indica un enriquecimiento
relativo en LREE (light rare earth elements: elementos tierras raras livianos) en
relación a los HREE (heavy rare earth elements: elementos tierras raras pesados).
Las rocas volcánicas andesíticas presentan una anomalía negativa de Eu con un
valor promedio Eu/Eu*= 0,79 (valores entre 0,63 – 0,95) y tienen un patrón de LREE
de 45-110 veces el valor de los condritos y un patrón de HREE de 11-24 veces. Los
intrusivos de composición diorítica presentan un patrón de REE relativamente plano y
una razón Eu/Eu* que puede llegar a ser >1 (entre 0,89 y 1,53). En estas rocas, el
patrón de LREE es de 15-36 veces el valor de los condritos y de 6-10 veces para el
caso de los HREE. Los intrusivos de composición dacítica no muestran una
significante anomalía de Eu (Eu/Eu*~1; 1,06-1,16) y tienen un patrón de LREE de 27-
40 veces el valor de los condritos y un patrón de HREE de 1,5-2 veces. En general, las
razones Eu/Eu* son > 0,63 ≤ 1,16 e indican un variable fraccionamiento de
plagioclasa, mineral que se encuentra presente en todos los tipos de rocas analizados.
En las rocas volcánicas el promedio de las razones (La/Lu)N, (La/Sm)N y
(La/Ce)N son de 3,74 (rango entre 2,0 y 4,8), 1,75 (rango entre 0,97 y 2,19) y 1,0
59
(rango entre 0,75 y 1,12), respectivamente. En los intrusivos dioríticos los valores de
dichas razones corresponden a 3,01 (rango entre 2,1 y 4,4), 1,14 (rango entre 0,3 y 1,9)
y 1,02 (rango entre 0,9 y 1,2). Estas características indican un patrón plano y
relativamente uniforme de distribución de los REE en las rocas mencionadas, con
valores de YbN en un rango entre 11,2-25,5 para las rocas volcánicas y, entre 5,3-9,8
para los intrusivos dioríticos. El patrón relativamente plano de distribución de REE
puede ser interpretado como resultado de un alto grado de fusión parcial desde una
fuente mantélica sin mayor contaminación cortical.
En los intrusivos de composición dacítica los valores promedios de las razones
(La/Lu)N, (La/Sm)N y (La/Ce)N son 19,4 (rango entre 16,2 y 22,3), 2,75 (rango entre
2,59 y 2,97) y 1,1 (rango entre 1,03 y 1,15), respectivamente. Los valores de YbN son
menores que 1,95. El empobrecimiento relativo de los HREE de estos intrusivos con
bajos contenidos de YbN (<<10) sugiere la presencia de granate como fase residual en
la fuente de los magmas que les originaron.
Figura 3.14. Patrones normalizados a condrito para el contenido de Elementos Tierras Raras (REE) de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla. Simbología: círculos blancos: andesitas; rombos grises: intrusivos de composición diorítica; triángulos negros: intrusivos de composición dacítica.
60
En la Figura 3.15 A se observa una cierta correlación negativa entre los
contenidos de MgO (% wt) y Nb (pmm) de las andesitas e intrusivos de composición
diorítica. La flecha indica que, en su conjunto, existe un patrón evolutivo desde
fundidos más primarios, los cuales estarían representados por los intrusivos de
composición diorítica, hasta los más diferenciados representados por las rocas
volcánicas andesíticas (Figura 3.15A). Este patrón de evolución podría ser explicado
por fraccionamiento de minerales ferromagnesianos (Ol?±Opx+Cpx). El diagrama de
la Figura 3.15B, considera la relación Eu/Eu* vs MgO (% wt) para las rocas del
yacimiento. En conjunto, las rocas volcánicas e intrusivos dioríticos indican un patrón
de evolución que puede ser explicado por un fraccionamiento de minerales
ferromagnesianos y plagioclasa. Para el caso de los intrusivos dacíticos, no es posible
establecer ningún tipo de correlación (Figuras 3.15A y 3.15B).
Figura 3.15. A: Diagrama de variación de los contenidos de MgO (% wt) y Nb (ppm) para las rocas del yacimiento Lince-Estefanía. B: Diagrama de variación entre la razón Eu/Eu* y los contenidos de MgO(% wt) para las rocas del yacimiento Lince-Estefanía. Círculos blancos: rocas volcánicas andesíticas, rombos grises: intrusivos dioríticos; triángulos negros: intrusivos dacíticos.
Los valores de Mg# de las rocas varía en un rango entre 0,50-0,79 e indican
que ninguna de las muestras analizadas representan la composición de un magma
primitivo. Esta característica sugiriere un previo fraccionamiento de olivino.
A Ol(?)±Opx+Cpx Ol(?)±Opx+Cpx+Plg B
61
3.3.2 - Petrología y geoquímica de minerales primarios de las rocas volcánicas e
intrusivas: plagioclasa, piroxeno y anfìbol
Plagioclasa
Los fenocristales que forman las rocas volcánicas del yacimiento Lince-
Estefanía están formados principalmente por plagioclasa. Estos cristales se presentan
fuertemente alterados a sericita y en menor proporción a epidota y clorita. Análisis
realizados en cristales de frescos de plagioclasa, de sectores cercanos al yacimiento
indican una composición labradorita An64,8-48,2Ab48,9-38,3Or3,3-1,4. Estos datos
corresponden a los análisis obtenidos en el estudio realizado en el Artículo 5, Anexo 2.
Los intrusivos de composición diorítica presentan abundante plagioclasa. Los
datos obtenidos a partir de la muestra RS18 (Artículo 5, Anexo 2) indican una
composición An46,1-61,1Ab37,5-51,7Or0,9-2,6. En este trabajo de tesis se realizó un total de
10 análisis en la muestra de intrusivo de composición diorítica Z350-3. A diferencia de
la muestra RS18, los análisis realizados en plagioclasa de la muestra Z350-3 indican
una composición An16,2-50,9Ab47,8-81,6Or1,2-3,98 (Figura 3.16). Es probable que estas
diferencias se deban a cierto grado de alteración (albitización/sericitización) de los
cristales de plagioclasa en esta última muestra.
Como se ha mencionado, los intrusivos de composición dacítica son de textura
porfídica y presentan fenocristales de plagioclasa moderadamente alterados a arcilla.
Un total de 11 análisis por microsonda electrónica se realizó en estos fenocristales
(muestras Z350-9 y RL641-D1) y la fórmula estructural de las plagioclasas fue
ajustada sobre la base de 8 oxígenos. Los resultados obtenidos (Tabla 2, Anexo 1)
indican una composición An2,0-5,0Ab88,7-97,8Or0,01-8,5 (Figura 3.16).
62
25 50 75
Byt
Lab
An
Ab Or
And
Oli
Figura 3.16. Variación química de plagioclasa primaria en el diagrama An-Ab-Or de los intrusivos subvolcánicos de composición diorítica (rombos grises) y de los intrusivos subvolcánicos de composición dacítica (triángulos negros).
Piroxeno
El piroxeno es el mineral máfico más abundante en los intrusivos de
composición diorítica, y se encuentra prácticamente ausente como fenocristales en las
rocas volcánicas. La muestra RS18, correspondiente a un intrusivo microdiorítico, está
formado por ortopiroxenos cuya composición corresponden a En71,7-73,9Fs22,7-24,1Wo3,4-
4,0 y por clinopiroxenos de composición En38,5-45,2Fs18,0-22,5Wo34,7-41,1 (Artículo 5,
Anexo 2). Las características ópticas indican que, en su mayoría, el mineral máfico
presente en los intrusivos de composición diorítica del yacimiento Lince-Estefanía,
corresponde a clinopiroxeno. De acuerdo a la nomenclatura de piroxenos establecida
por Morimoto et al. (1988), ésto también es corroborado por un total de 9 análisis
realizados en la muestra Z350-3. La composición de los piroxenos en esta última
muestra, fue ajustada sobre la base de 6 oxígenos, y los resultados (Tabla 2, Anexo 1)
indican una composición En39,3-43,4Fs10,1-15,7Wo41,8-47,0, que corresponde a
clinopiroxenos de los tipos diópsido y augita (Figura 3.17). Los valores [mg] de los
63
piroxenos analizados de los intrusivos dioríticos se encuentran en un rango entre 0,75 y
0,91 (Tabla 2, Anexo 1).
Figura 3.17. Variación química de piroxenos primarios de intrusivos subvolcánicos de composición diorítica en un diagrama Wo-En-Fs (1: diópsido, 2: hedenbergita, 3: augita, 4: pigeonita, 5: clinoenstatita, 6: clinoferrosilita; Morimoto et al., 1988).
Anfíbol
La ocurrencia de anfíboles es escasa tanto en las rocas volcánicas como en los
intrusivos de composición diorítica. Cuando este mineral se presenta en los intrusivos
mencionados, los cristales se encuentran de moderadamente a fuertemente alterados a
clorita. Esta característica limita el análisis de la composición de los anfíboles en estas
rocas. La variación composicional obtenida a partir de 3 análisis realizados en estos
cristales (muestra Z350-3) y, que incluye anfiboles de los tipos ferro-hornblenda
(primario), actinolita, actinolita-hornblenda, sugiere distintos estados de alteración de
los anfíboles (Figura 3.18) en los intrusivos dioríticos.
50
Mg2Si2O6 (Enstatita) Fe2Si2O6(Fosterita)
Ca2Si2O6 (Wollastonita)
20
5
1 2
3
4
5 6
64
Figura 3.18. Variación química de anfíboles cálcicos en los intrusivos de composición diorítica. 1: tremolita; 2: actinolita; 3: ferro-actinolita; 4: tremolita-hornblenda; 5: actinolita-hornblenda; 6: ferro-actinolita-hornblenda; 7: magnesio-hornblenda; 8: ferro-hornblenda; 9: tschermakita-hornblenda; 10: ferro-tschermakita-hornblenda; 11: tschermakita; 12: ferro-tschermakita, (Leake et al., 1997).
Una característica petrográfica importante de los intrusivos de composición
dacítica, es la abundancia de fenocristales de anfíboles idiomórficos, algunos de ellos
zonados. Los resultados obtenidos a partir de un total de 44 análisis realizados en las
muestras Z350-9 y RL641-D1, indican que los fenocristales máficos de los intrusivos
dacíticos corresponden a anfíboles cálcicos del tipo tschermakita-hornblenda (Figura
3.19). La composición de los anfíboles fue ajustada sobre la base de 23 oxígenos. Los
resultados obtenidos se muestran en la Tabla 2, Anexo 1.
Figura 3.19. Variación química de anfíboles cálcicos en los intrusivos de composición dacítica. Los campos corresponden a los mismos que los de la Figura 3.17. Leake et al. (1997).
0
0.4
0.8
5.756.256.757.257.75
Si
Mg/
(Mg+
Fe2+
)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
0
0.4
0.8
5.756.256.757.257.75
Si
Mg/
(Mg+
Fe2+
)
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
65
En los gráficos de la Figura 3.20 se observa la relación catiónica entre AlIV vs
Si, Mg vs Fe2+, Mg vs AlVI y Ti vs AlVI. En la Figura 3.20A se muestra gráficamente la
característica sustitución tschermaquítica de Al por Si en el sitio de coordinación IVT.
En la Figura 3.20B está representada la sustitución de Mg por Fe2+ que ocurre en el
sitio de coordinación octaédrica VIC. La correlación que existe entre AlVI y Mg, sugiere
una sustitución de Al por Mg en la posición octaédrica (Figura 3.20C). El diagrama de
la Figura 3.20D, sugiere una sustitución de Al por Ti en el sitio de coordinación VIC.
Figura 3.20. Diagramas bivariates que muestra la relación catiónica en fenocristales de anfíbol de los intrusivos de composición dacítica.
El análisis de los fenocristales de anfíboles presentes en los intrusivos dacíticos
sugiere que la zonación que existe en gran parte de éstos, podría estar dada por un
desequilibrio composicional durante el tiempo de formación de los cristales. El gráfico
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
0.0 0.1 0.2 0.3 0.4
Ti
Al V
I
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
2.7 2.9 3.1 3.3 3.5 3.7 3.9
Mg
Al V
I
6.0
6.2
6.4
6.6
1.4 1.5 1.6 1.7 1.8 1.9 2.0
AlIV
Si
0.0
0.4
0.8
1.2
1.6
2.0
2.5 2.7 2.9 3.1 3.3 3.5 3.7 3.9
Mg
Fe2+
A B
C D
66
de la Figura 3.21 indica una variación en los contenidos de TiO2 (%wt), no sólo desde
el centro de los cristales hacia sus bordes, sino que también una variación entre las
zonas claras y oscuras que reflejan la zonación del cristal. Estas variaciones responden
a una disminución en el contenido de TiO2 desde el centro hacia los bordes del cristal,
y a un aumento en estos contenidos de las zonas más claras de la zonación con
respecto a las más oscuras. Los resultados de los análisis pueden ser observados en la
Tabla 2, Anexo 1.
Figura 3.21. Imagen de contraste composicional en cristal de anfíbol zonado. El gráfico muestra una disminución en el contenido de TiO2 (% wt) desde el centro hacia el borde del cristal y un aumento en el contenido de TiO2 (% wt) de las zonas más claras con respecto a las zonas más oscuras. Muestra RL641-D1.
3.3.3 - Geoquímica de minerales de alteración: filosilicatos máficos (clorita y
esmectita), epidota y actinolita
Filosilicatos máficos
Los filosilicatos máficos (clorita y esmectita) ocurren en el yacimiento Lince-
Estefanía principalmente como relleno de amígadalas y reemplazo en la masa
fundamental en las rocas volcánicas. Además, se presentan como relleno de intersticios
0
0.5
1
1.5
2
2.5
3
0 100 200 300 400
Distanc ia desde el centro (μm)
TiO2
(% w
t)
40 41 42 43 44
45 46
40
41
42 43
44
45
46
67
y reemplazo por minerales ferro-magnesianos en los intrusivos subvolcánicos de
composición diorítica. En las rocas volcánicas estos minerales de alteración se
encuentran paragenéticamente asociados a los sulfuros de Cu primarios
(principalmente calcosina-digenita y bornita).
Un total de 25 análisis obtenidos a partir de microsonda electrónica fueron
realizados en filosilicatos máficos asociados paragenéticamente con los sulfuros de Cu
primarios de las rocas volcánicas (Muestras Z296-17 y Z350-29). Dos análisis fueron
realizados en filosilicatos máficos indentificados como minerales de alteración en los
intrusivos dioríticos del yacimiento (Muestra Z350-3). Los resultados de los análisis
pueden ser observados en la Tabla 2, Anexo 1.
La técnica utilizada para el análisis de los filosilicatos (microsonda electrónica)
no permite distinguir entre Fe2+ y Fe3+. Esta característica no constituye un problema
en el caso de la clorita, debido a que un gran número análisis realizado en este mineral,
publicados en la literatura (e.g. Foster, 1962; Cathelineau y Nieva, 1985; Xie et al.,
1997) muestran que el Fe trivalente constituye generalmente menos que el 5% del Fe
total. De acuerdo a esto, y basado en los criterios utilizados por Cathelineau y Nieva
(1985), es posible considerar también para este estudio que todo el Fe contenido en la
fórmula corresponde a Fe2+ como una buena aproximación y sin inducir a mayores
errores.
Con el propósito de disminuir el grado de incertidumbre en la estimación de la
temperatura a partir de clorita, algunos parámetros químicos deben ser utilizados para
discriminar entre clorita, clorita/esmectita interestratificada y esmectita. El más útil es
el parámetro Xc, el cual corresponde al porcentaje de capas de clorita presentes en la
estructura del filosilicato (método de Wise en Bettison y Schiffman, 1988). El Xc varía
desde 0 para la smectita s.s hasta 1 para el caso de las cloritas puras (Schiffman y
Fridleifsson, 1991). Además, la suma de los cationes no-interfoliares (NIC)
(Si+Altot+Fetot+Mg+Mn) varía desde 20 para las cloritas a 17,82 para el extremo de la
smectita, y la suma de los cationes interfoliares (IC) (Ca+Na+K) es mayor que 0,1 para
68
el caso de los filosilicatos que incluyen smectita interestratificada en su estructura
(Schiffman y Fridleifsson, 1991). Finalmente, Bettison y Schiffman (1988) han
demostrado que los filosilicatos con contenidos de cationes de Si mayores a 6,25 por
fórmula unidad, incluyen smectita interestratificada en su estructura.
Los dos extremos mencionados, clorita y smectita, están representados en el
diagrama de cationes no-interfoliares (Si+Altot+Fetot+Mg+Mn) vs Al Total. La posición
del clinocloro (clorita s.s), saponita (esmectita tri-octaédrica), beidelita (esmectita di-
octahédrica), celadonita, sudoita, cookeita y donbasita, fueron tomados de Bailey
(1988) y Buckley et al. (1978) (en Robinson et al., 1993).
Considerando los resultados de los análisis realizados y los parámetros
químicos de discriminación para clasificar entre clorita, clorita/esmectita
interestratificada y esmectita, un total de 9 datos obtenidos a partir de los filosilicatos
asociados paragenéticamente a los sulfuros de Cu primarios en las rocas volcánicas
indican que corresponden a clinocloro (Figura 3.22). Los valores Xc de estos análisis
se encuentran en un rango entre 0,85 - 1, la suma de los cationes interfoliares
(Na+K+Ca) es < 0,1, y sus contenidos de cationes de Si por fórmula unidad son
menores que 6,25. Estas características son consistentes con filosilicatos que no
incluyen smectita en su estructura.
69
Figura 3.22. Diagrama de de cationes no-interfoliares (Si+Altot+Fetot+Mg+Mn) vs AlTot para minerales del alteración del grupo de las cloritas en las rocas volcánicas (círculos blancos) e intrusivos dioríticos (rombos grises) del yacimiento Lince-Estefanía, DM. La posición de los End-member fueron tomadas de Robinson et al., (1993).
Por su parte, un total de 16 análisis indican valores de Xc > 1 (1,013 – 1,188) y
la suma de cationes no-interfoliares (NIC) son mayores que 20. Los espectros de
análisis EDS realizados en los minerales con estas características (Figura 3.23) indican
que gran parte de estos filosilicatos tienen presencia de Ca y Cu en su estructura
cristalina y podrían ser clasificados como esmectitas con contenidos de Cu. Estas
propiedades evidencian el intercrecimiento y/o co-precipitación de los minerales del
grupo de las cloritas con calcosina-digenita primarios en el yacimiento.
15
16
17
18
19
20
0 2 4 6 8 10
clinocloro
celadonita
saponita
beidellita
donbassita
sudoitacookeita
AlTot
Si+A
l+Fe
+Mg+
Mn
70
Figura 3.23. Espectro de análisis EDS realizado en filosilicatos máficos (esmectita) asociados paragenéticamente con calcosina-digenita. Dicho espectro muestra el contenido de Ca y Cu en la estructura de la esmectita y sugiere intercrecimiento de esmectita con calcosina-digenita. Muestra Z300-12
Los valores de Xc de los dos análisis obtenidos a partir de filosilicatos máficos
de los intrusivos de composición diorítica son de ~0,8. Esto indica una composición
correspondiente a clinocloro. Sin embargo, la suma de sus cationes interfoliares es
ligeramente > 0,1 y los valores de sus contenidos de cationes de Si por fórmula unidad
son mayores que 6,25. Como se observa en la Figura 3.22, los dos análisis
mencionados corresponderían a una mezcla de clorita/esmectita con muy bajo
componente esmectítico interestratificado y una composición que se aleja ligeramente
del campo del clinocloro.
Epidota
La epidota es uno de los minerales de alteración que forma la asociación
paragenética relacionada con los sulfuros de Cu primarios (pirita, calcopirita, bornita y
calcosina-digenita) en el yacimiento Lince-Estefanía. Este mineral ocurre como relleno
Mg
Al
Si
S
S K
K Ca
Ca TiTi
Ti
Fe
FeFeCu
Cu
Cu
keV0
50
100
150
200
250
300
350
400
0 5 10
Ca
71
de amígdalas, reemplazo en la masa fundamental y en los fenocristales de plagioclasa
de las rocas volcánicas. En menor proporción se encuentra como relleno de intersticios
y reemplazo de minerales ferromagnesianos en los intrusivos de composición diorítica.
Un total de 9 análisis fueron obtenidos por microsonda electrónica en una muestra de
roca volcánica (Z296-17). En dicha muestra la epidota se encuentra asociada
paragenéticamente a calcosina-digenita. La fórmula estructural de la epidota fue
calculada sobre la base de 12,5 oxígenos. Los resultados obtenidos se muestran en la
Tabla 2, Anexo 1. En el diagrama de la Figura 3.24 es posible observar que existe una
buena correlación entre el Al ubicado en posición octaédrica y el Fe3+. Esto sugiere
una sustitución de AlIV por Fe3+.
Figura 3.24. Diagrama que muestra la correlación entre AlVI y Fe3+ en cristales de epidota de roca volcánica.
Los valores de XFe3+ obtenidos, indican que no existe un patrón de zonación en
los contenidos de Fe3+ que permitan sugerir un aumento en la fugacidad de oxígeno
desde el centro hacia los bordes de los cristales (Figura 3.25).
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
1.2
1.8 1.8 1.9 1.9 2.0 2.0 2.1
AlVI
Fe3+
72
Figura 3.25. Imagen de contraste composicional de cristales de epidota. Se indican puntos de análisis con sus respectivos valores de XFe3+, donde: XFe3+=100*Fe3+/(Al+Fe3+). Muestra Z296-17.
Actinolita
La actinolita es un mineral del grupo de los anfíboles cálcicos que se presenta
como mineral de alteración y de manera escasa en el yacimiento Lince-Estefanía.
Dicho mineral ha sido observado localmente en estrecha asociación paragenética con
los sulfuros de Cu primarios (calcosina-digenita). Ocurre principalmente como relleno
de amígdalas en andesita y como relleno de intersticios en la matriz de brechas
volcánicas e intrusivos de composición diorítica.
Un total de 16 análisis se realizaron en actinolitas (Figura 3.26) provenientes de
rocas volcánicas andesíticas. Este mineral ocurre como relleno de amígdalas y se
encuentra asociada a calcosina-digenita primaria (muestra RL641-2). La composición
química de las actinolitas fue ajustada sobre la base de 23 oxígenos. Los resultados
obtenidos se muestran en la Tabla 2, Anexo 1.
29,7
35,1
35,3
34,1 35,4
30,6
30,5
35,0
36,4
73
Figura 3.26. Variación química de anfíboles cálcicos. Análisis de cristales de actinolita como mineral de alteración de las rocas volcánicas. 1: tremolita; 2: actinolita; 3: ferro-actinolita; 4: tremolita-hornblenda; 5: actinolita-hornblenda; 6: ferro-actinolita-hornblenda; 7: magnesio-hornblenda; 8: ferro-hornblenda; 9: tschermakita-hornblenda; 10: ferro-tschermakita-hornblenda; 11: tschermakita; 12: ferro-tschermakita, (Leake et al., 1997).
La representación de algunas sustituciones catiónicas en las actinolitas puede
ser observada en la Figura 3.27. A partir de ésta se establece una buena correlación
entre AlIV y Si, lo cual sugiere una sustitución de Si por AlIV. Además, existe una
buena correlación entre Mg y Fe2+, que indica una sustitución de Mg por Fe2+. Dicha
sustitución puede ocurrir tanto en el sitio octaédrico VIC como en el B. El análisis de la
relación entre Ca y Mg indica que no existiría una sustitución entre ambos cationes; el
Ca se mantiene relativamente constante (en torno a 2) independientemente de la
variación de los cationes de Mg.
0
0.4
0.8
5.756.256.757.257.75
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
Si
Mg/
(Mg+
Fe2+
)
74
Figura 3.27. Diagramas bivariates que muestra la relación catiónica en cristales de actinolitas de las rocas volcánicas andesíticas.
Las condiciones de presión para la formación de los minerales del grupo de los
anfíboles cálcicos pueden ser estimadas a partir del diagrama de Brown (1977). Los
contenidos de NaM4 y AlIV de los cristales de actinolita en las rocas volcánicas son
menores a 0,16 y 0,22, respectivamente. De acuerdo a esto una presión de formación
baja (< 2 kbar) puede ser estimada para la formación de actinolita en el yacimiento.
Como se ha mencionado, los cristales de actinolita se presentan en textura de
intercrecimiento con calcosina-digenita primaria (Figura 3.28). Análisis EDS
realizados en actinolita y en la zona de contacto entre actinolita y calcosina-digenita,
donde claramente se distingue una fase mineral distinta, han permitido establecer la
presencia de Cu en composición (Figura 3.29). Esta característica, sumada a las
relaciones texturales de intercrecimiento existentes entre actinolita y calcosina-digenita
primaria, corrobora el intercrecimiento entre ambos minerales y, por lo tanto, su
estrecha relación paragenética.
1.0
1.5
2.0
2.5
3.0
3.5
1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5
Mg
Fe2+
7.5
7.6
7.7
7.8
7.9
8.0
0.0 0.1 0.1 0.2 0.2 0.3
AlIV
Si
75
Figura 3.28. Imagen de contraste composicional que muestra amígdalas rellenas con calcosina-digenita (color claro), actinolita (color gris medio) y clorita (color gris oscuro), en texturas de intercrecimiento. Muestras A: RL641-2 y B: RL641-4.
En la Figura 3.29 es posible observar los espectros realizados en las zonas
señaladas en la Figura 3.28. En las Figuras 3.29A y 3.29B se establece que en la zona
de contacto entre actinolita y calcosina-digenita, existe una tercera fase mineral cuyo
espectro EDS indica principalmente la presencia de Si, Cl, Cu. Los contenidos de Cl y
Cu podrían ser interpretados como consecuencia de procesos hidrotermales tardíos que
aprovechan la zona de debilidad entre calcosina-digenita y actinolita para formar fases
secundarias (atacamita?). Además, en la Figura 3.29B se observa el espectro que
indica la presencia de Cu en cristales de actinolita.
B 2
1
A
76
Figura 3.29A. Imagen de contraste composicional que muestra la relación paragenética entre calcosina-digenita (color gris claro) – actinolita (gris oscuro). Además se observa una tercera fase mineral en la zona de contacto entre calcosina-digenita y actinolita (color gris medio). El espectro A indica los contenidos de Cu y Cl encontrados en la interfase entre calcosina-digenita y actinolita. El espectro B refleja el contenido de Cu en actinolita, lo cual sugiere un intercrecimiento entre Calcosina-digenita y actinolita.
Mg
Al
Si
S S
Cl
Cl
Ca
Ca
Cu
Cu
Cu
keV0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
0 5 10
A
MgAl
Si
Ca
Ca FeFeFe
Cu
Cu
Cu
keV0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
0 5 10
B
1
77
Mg
Al
Si
S S
Cl
Cl
Ca
Ca
Cu
Cu
Cu
keV0
500
1000
1500
0 5 10
Mg
Al
Si
S S
Cl
Cl
Ca
Ca
Cu
Cu
Cu
keV0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
1000
1100
1200
1300
1400
0 5 10
Figura 3.29B. Imagen de contraste composicional que muestra la relación paragenética entre calcosina-digenita (color gris claro) - actinolita (gris oscuro). Además se observa una tercera fase mineral en la zona de contacto entre calcosina-digenita y actinolita (color gris medio). Ambos espectros indican los contenidos de Cu y Cl encontrados en la interfase entre calcosina-digenita y actinolita.
2
78
3.3.4 - Geoquímica isotópica de 87Sr/86Sr de los intrusivos subvolcánicos del
yacimiento Lince-Estefanía
Principio del método de datación Rb-Sr para el cálculo de la razón inicial 87Sr/86Sr
de rocas y minerales
La formación de 87Sr radiogénico en una roca o mineral con contenido de Rb,
puede ser descrito por una ecuación deducida a partir de la ley de radioactividad. El
total de números de átomos de 87Sr en una roca o mineral, cuya edad es t, es obtenido a
partir de la siguiente ecuación:
(3.1)
donde: 87Sr es el número total de átomos de este isótopo en una unidad
de peso de la roca o mineral en el presente. 87Sro es el número de átomos de este isótopo que es incorporado
en la misma unidad de peso de esta roca o mineral en el
momento de su formación. 87Rb es el número de átomos de este isótopo en una unidad de
peso de la roca o mineral en el presente.
λ es la constante de desintegración de 87Rb.
t es la edad de la roca o mineral.
Es posible modificar la ecuación 3.1 dividiendo cada uno de sus términos por el
número de átomos de 86Sr. Este valor es constante debido a que este isótopo es estable,
y no es producido por la desintegración de ningún isótopo de otro elemento que ocurra
de manera natural. Así se obtiene la siguiente ecuación:
(3.2)
)1(878787 −+= to eRbSrSr λ
( )186
87
86
87
86
87
−+⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛= t
o
eSrRb
SrSr
SrSr λ
79
Ésta constituye la base para determinar la edad de una roca o mineral utilizando
el método de datación Rb-Sr. Sin embargo, el objetivo de este trabajo es conocer la
razón inicial 87Sr/86Sr de los intrusivos subvolcánicos del yacimiento. Para ello es
necesario realizar los siguientes análisis de ecuaciones, considerando que son
conocidas las razones 87Sr/86Sr, las edades y las concentraciones de Rb y Sr de las
rocas.
La razón de las concentraciones de Rb y Sr se convierte en la razón 87Rb/86Sr
mediante la siguiente ecuación:
(3.3)
donde: 87Rb/86Sr es la razón de estos isótopos en términos del número
de átomos presentes en una unidad en peso del mineral o roca en
el presente.
(Rb/Sr) es la razón de las concentraciones de estos elementos.
Ab87Rb y Ab86Sr son las abundancias isotópicas de 87Rb y 86Sr,
respectivamente.
WRb y WSr son los respectivos pesos atómicos.
Una vez conocida la razón 87Rb/86Sr de las rocas, es posible determinar las
razones iniciales 87Sr/86Sr de las rocas por simples cálculos obtenidos a partir de la
ecuación 3.2.
Resultados
En un total de 5 muestras de intrusivos subvolcánicos, cuatro de ellas
correspondientes a intrusivos de composición diorítica, y una a intrusivo de
composición dacítica, se determinaron las relaciones de 87Sr/86Sr. Las ubicaciones de
WRbSrAbWSrRbAb
SrRb
SrRb
××
×⎟⎠⎞
⎜⎝⎛= 86
87
86
87
80
las muestras pueden ser observadas en el perfil de la Figura 3.30. Las características
geológicas y las similitudes petrográficas y geoquímicas que presentan estos intrusivos
con aquellos cuyas edades fueron obtenidas por el método de datación 40Ar/39Ar
(muestra RS18 y DTA740, ver Capítulo 4)), permiten asumir una edad de 157,4 ± 3,6
Ma y de 137,4 ± 1,1 Ma para los intrusivos de composición diorítica y dacítica,
respectivamente.
Los datos de la razón isotópica de Sr fueron obtenidos a partir de ~100 mg de
cada muestra, reducidas a polvo, utilizando un espectrómetro de masa de ionización
termal Finning MAT 261 (Universidad de Tohoku, Japón). El valor de normalización
para 87Sr/86Sr utilizado fue 88Sr/86Sr = 0,1194. Durante las mediciones se realizaron
varios análisis del estándar NBS- 987Sr, para calcular el valor principal de 2 sigma
(2σ). Dicho valor se encuentra en un rango entre ± 0,000019 y ± 0,000020.
Los valores obtenidos de razones 87Sr/86Sr medidos de los dos tipos de
intrusivos (diorítico y dacítico) del yacimiento Lince-Estefanía, se encuentran en un
rango entre 0,70297 – 0,70389 tal como se muestra en la Tabla 3.2. Conocida la edad
de estas rocas, determinadas por el método de datación 40Ar-39Ar, y sus respectivas
concentraciones de Rb y Sr (ver sesión 3.3.1), es posible obtener los valores de las
razones (87Sr/86Sr)0 (Tabla 3.2).
81
Figura 3.30. Ubicación de muestras de intrusivos dioríticos y dacíticos utilizados para análisis de razones iniciales 87Sr/86Sr.
82
Tabla 3.2. Datos isotópicos de Sr para los intrusivos subvolcánicos de composición diorítica y dacítica del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla.
Muestra Intrusivo Edad (Ma) Rb Sr Rb/Sr (87Sr/86Sr)±2σ (87Sr/86Sr)o (40Ar-39Ar) (ppm) (ppm)
RL605-D1 Diorítico 157,4 ± 3,6 18 444 0,041 0,703234 ± 0,000020 0,70297
RL605-D2 Diorítico 157,4 ± 3,6 12 414 0,029 0,703232 ± 0,000020 0,70304
Z350-4 Diorítico 157,4 ± 3,6 11 403 0,027 0,703689 ± 0,000019 0,70351
RL536-17 Diorítico 157,4 ± 3,6 9 425 0,021 0,703108 ± 0,000020 0,70297
RL766-D Dacítico 137,4 ± 1,1 33 422 0,078 0,704335 ± 0,000019 0,70389
En los intrusivos de composición diorítica las razones iniciales 87Sr/86Sr se
encuentran en un rango entre 0,70297 y 0,70351, mientras que el intrusivo de
composición dacítica analizado (RL-766D) tiene una razón (87Sr/86Sr)0 ligeramente
mayor (0,70389). Las razones iniciales de Sr obtenidas, se encuentran en el rango de
los valores previamente publicados para los cuerpos plutónicos que intruyen a la
Formación La Negra (0,7032-0,7049, Rogers y Hawkesworth, 1989; Marinovic et al.,
1995; Lucassen et al., 2006) que sugieren un origen para los fluidos en el manto
deprimido sin mayor contaminación cortical (e.g Lucassen et al., 2006).
3.3.5 - Secuencia paragenética del yacimiento Lince - Estefanía. Geoquímica de
minerales metálicos.
Secuencia paragenética
El término paragénesis es referido al orden y sucesión en el tiempo de la
formación de un grupo de minerales asociados en un yacimiento en particular (Craig y
Vaughan, 1994). La determinación paragenética requiere de un detallado estudio de
secciones pulidas de muestras representativas que permitan identificar fases, reconocer
texturas diagnósticas y descifrar características de sucesión temporal. Esta información
debe ser complementada con los datos geológicos y mineralógicos disponibles de un
yacimiento.
83
La mayoría de los minerales de mena en un yacimiento han sido formados a
partir de distintos períodos de mineralización, y en este sentido tres tipos importantes
de depositación de minerales de mena es necesario considerar:
a) Depósito simultáneo, en el cual dos o más minerales son formados desde el
inicio hasta el final del proceso de mineralización.
b) Depósito de traslape, en el cual dos o más minerales tiene períodos de
formación que se traslapan, en parte.
c) Depósito sucesivo, en el cual los períodos de formación de dos o más minerales
suceden cada una sin prácticamente ningún traslape.
Existen dos herramientas importantes que facilitan la determinación del orden
de precipitación (Craig y Vaughan, 1994). Uno de ellos corresponde al estudio del
relleno de espacios abiertos, tales como amígdalas y fracturas, las cuales pueden ser
diagnóstico de texturas “primarias” de precipitación; y el otro, al estudio de reacciones
de alteración - reemplazo de los minerales de mena, las cuales son indicativas de
texturas “secundarias”. En este último punto, una de las principales complicaciones es
cuando no han quedado vestigios de la fase que ha sido reemplazada (Craig y
Vaughan, 1994).
Durante la precipitación de minerales, las condiciones físico-químicas podrían
variar y conducir al reemplazo de fases minerales que pueden llegar a ser inestables,
por fases que son más estables a las nuevas condiciones. Todas las texturas que
muestren evidencias de que el mineral “primario” ha sido cambiado, deben ser
estudiadas considerando texturas de “reemplazo-alteración”. En este contexto, dos
tipos de categorías pueden ser distinguidas:
a) Texturas de Exsolución: Una solución sólida en la cuál dos elementos
diferentes A y B son completamente inter-reemplazables a altas
temperaturas (en estructuras de mineral desordenadas) pero no a bajas
temperaturas (en estructuras de mineral ordenada), tenderá a separarse
84
durante la disminución de la temperatura formando dos fases, una rica en A
y otra en B. La separación formada a partir de una solución sólida
homogénea es conocida como exsolución.
b) Textura de Reemplazo: Cuando un mineral es formado de manera temprana
en la secuencia paragenética y es químicamente alterado para formar una
nueva fase. En base a esto se dice que el mineral parental ha sufrido
reemplazo. Tales reemplazos pueden ser parciales o completos.
El yacimiento Lince – Estefanía está formado, fundamentalmente, por dos
grupos de minerales de Cu que constituyen la base de la producción en el yacimiento y
forman una columna mineralizada reconocida de ~1000 m. En la zona superior, desde
superficie (850 ms.n.m) y hasta los ~500 ms.n.m, es predominante la ocurrencia de
minerales oxidados de Cu, representados por atacamita y crisocola. En menor
proporción ha sido reconocida la presencia de cuprita. Una zona de mena mixta de
óxidos y sulfuros de Cu forman la parte media del yacimiento, entre los ~500 y los
~250 ms.n.m. Los minerales sulfurados, formados principalmente por calcosina-
digenita y bornita, y en menor proporción por covelina, anilita, pirita, calcopirita,
esfalerita y galena, ocurren en los niveles más profundos del yacimiento. Actualmente
estos minerales han sido reconocidos hasta los 150 mb.n.m (metros bajo el nivel del
mar). De manera muy errática y escasa se reconoce la ocurrencia de Cu nativo y Ag
nativa, asociada a calcosina-digenita.
Como se ha indicado, los minerales de mena forman, principalmente, cuerpos
de brechas y cuerpos paralelos o sub-paralelos a estratos (mantos). En el primero de
los casos, la mena ocurre como matriz de brechas (Figura 3.31A) o de manera
diseminada, o como relleno de amígdalas en los clastos que conforman la brecha
(Figura 3.31B). En el caso de los cuerpos de mena estratiformes, los minerales ocurren
diseminados en la masa fundamental de las rocas volcánicas (Figura 3.31C) o como
relleno de amígdalas o vetillas (Figura 3.31D).
85
El estudio microscópico detallado revela dos grupos importantes de minerales
de mena en Lince-Estefanía. Las relaciones texturales reflejan que uno de ellos se
habría formado por procesos de mineralización hipógena, y que el otro grupo se habría
generado a partir de procesos de mineralización supérgena. Una variedad de minerales
sulfurados forman la mena hipógena, pero sólo algunos de ellos (calcosina-digenita
asociada localmente a bornita) ocurren de manera abundante.
Figura 3.31. Ocurrencia de la mineralización en el yacimiento Lince-Estefanía: A: sulfuros de Cu en matriz de brecha; B: sulfuros de Cu en matriz de brecha, sulfuros y óxidos de Cu como relleno de amígdalas; C: sulfuros de Cu diseminados y en vetillas; D: sulfuros de Cu como relleno de amígdalas y vetillas.
La relaciones texturales revelan la ocurrencia de varios sub-estados de
mineralización hipógena. El más temprano (Estado 1) está caracterizado
principalmente por pirita y calcopirita. En menor proporción ocurre esfalerita y
bornita. La pirita ocurre localmente en la matriz de brechas hidrotermales, finamente
diseminada en los clastos que conforman las brechas y como relleno de amígdalas.
Además, ha sido observada en niveles de andesitas de textura afanítica y porfídica
(generalmente bajo los 250 ms.n.m.). En general, no se observa una relación textural
entre pirita y los sulfuros de Cu que forman la mena principal en el yacimiento
2 cm
A
2 cm
B
D
2 cm
C
2 cm
86
(calcosina-digenita y bornita). Los cristales de pirita tienen formas euhedrales (Figura
3.32A) y presentan tamaños menores a 2 mm. Pirita y calcopirita muestran variadas
relaciones texturales entre sí, tales como texturas brechizadas, reemplazo de pirita por
calcopirita (Figura 3.32B) y calcopirita sobrecrecida en pirita. Ambos minerales se
encuentran paragenéticamente asociados a clorita y epidota como minerales de
alteración, y tienen una abundancia relativamente escasa respecto del resto de los
minerales sulfurados que forman la mena (< 3%). La calcopirita es reconocida sólo en
los niveles más profundos del yacimiento, bajo los 250 ms.n.m. Este mineral tiene
ocurrencia diseminada y como relleno de amígdalas. Sus cristales tienen formas
anhedrales y son de tamaños menores a 4 mm.
La ocurrencia de esfalerita es por primera vez descrita en el yacimiento Lince-
Estefanía. Este mineral es observado en rocas volcánicas de los niveles más profundos
del yacimiento (bajo los 0 ms.n.m) con una ocurrencia diseminada y como relleno de
microfracturas. Texturalmente, la esfalerita se encuentra estrictamente asociada a
calcopirita. Este último mineral ocurre como finas “gotas” en esfalerita en tamaños del
orden de uno pocos micrones y sub-micrones y se presentan en gran densidad de
granos (Figura 3.32C).
La estrecha asociación calcopirita-esfalerita con la particular ocurrencia como
finas gotas de calcopirita en esfalerita, textura denominada “calcopirita disease”, ha
sido un problema de gran significado para la interpretación de los procesos de su
formación. Esta textura está caracterizada por la ocurrencia de una alta densidad de
granos de calcopirita en esfalerita en tamaños del rango de los sub-micrones (e.g.
Barton, 1978). La relación textural mencionada fue inicialmente interpretada como
producto de procesos de exsolución por desmezcla (e.g. Ramdohr, 1980). Sin embargo,
los estudios posteriores realizados en las relaciones de fases del sistema Cu-Fe-Zn-S
(e.g. Kojima y Sugaki, 1984, 1985), demostraron que la solubilidad del Cu en la
solución sólida de esfalerita es extremadamente limitada bajo condiciones de presión y
temperatura geológicamente importantes. En este contexto no sería posible la
formación de esta asociación textural como resultado de exsolución.
87
Sugaki et al. (1987) sugieren que la formación de gotas de calcopirita en
esfalerita es formada como resultado de procesos reemplazo de esfalerita por
calcopirita. Por su parte, estudios basados en observaciones detalladas en muestras de
yacimientos tipo Kuroko, y en análisis experimentales, han mostrado que la asociación
textural calcopirita-esfalerita indicada, puede ser formada también por procesos de co-
precipitación (Kojima, 1990). Algunos criterios son sugeridos para discriminar entre
reemplazo o co-precipitación como responsables de la formación de la textura
“calcopirita disease”. Las inclusiones de calcopirita formadas por reacciones de
reemplazo comúnmente muestran morfologías de lámelas. Sin embargo, hábitos
triangulares y dendríticos ocurren para el caso de la co-precipitación. La textura
“calcopirita disease” puede desarrollarse a lo largo de planos de clivaje o
microfracturas en esfalerita. Estas áreas normalmente muestran una anisotropía
significante bajo la observación de luz reflejada. Tales características pueden ser
atribuidas a procesos de reemplazo. El proceso de formación de co-precipitación
parece originarse a partir de la nucleación de calcopirita, seguida por la precipitación
de esfalerita. De esta manera, los granos finos de calcopirita son considerados como
centros de nucleación heterogénea para el crecimiento de la esfalerita (Kojima, 1990).
Estudios realizados en minerales sintéticos y especies naturales indican que la
textura calcopirita disease desarrollada en esfalerita ricas en Fe, se generan como
resultado de procesos de reemplazo y la calcopirita se desarrolla como finas lámelas en
esfalerita. Por su parte, la esfalerita formada por mecanismos de co-precipitación, son
pobres en Fe y presentan inclusiones de calcopirita como gotas irregulares o formas
triangulares (Nagase y Kojima, 1997). Análisis EDS realizados en cristales de
esfalerita de Lince-Estefanía reflejan la ausencia de Fe en composición (Figura 3.33).
De acuerdo a ésto, a los criterios de clasificación mencionados y a las relaciones
texturales observadas entre calcopirita y esfalerita de las muestras del yacimiento
Lince-Estefanía, se sugiere que estos minerales se formaron a partir de procesos de
nucleación de calcopirita, seguida de la precipitación de esfalerita (co-precipitación)
(Figura 3.32C).
88
La ocurrencia de lámelas de calcopirita en bornita es escasa en el yacimiento y
es interpretada como resultado de procesos de exsolución (Figura 3.32D). La
calcopirita es principalmente reemplazada por covelina (Figura 3.32E) y localmente
por anilita (Figura 3.32F), como minerales de origen supérgeno. Es importante señalar
que cuando se está en presencia de una coexistencia de pirita y calcopirita, existe un
reemplazo selectivo sólo de calcopirita por anilita (Figura 3.32F). La exposición de
calcopirita a condiciones de intemperismo usualmente conduce a remoción de Fe en
virtud de la remoción de Cu. Consecuentemente, los márgenes de los granos de
calcopirita son alterados y convertidos en minerales secundarios del sistema Cu-S,
tales como calcosina, digenita, anilita o covelina (Craig y Vaughan, 1994).
Figura 3.32. Fotomicrografías de relaciones texturales entre los minerales que forman la mena sulfurada en el yacimiento Lince-Estefanía. A: Textura de brechización de calcopirita (Cpy) en pirita (Py) y de reemplazo hipógeno de pirita por calcopirita, además se observa reemplazo de calcopirita (Cpy) por anilita (An) Muestra Z296-29; B: Textura de reemplazo hipógeno de pirita (Py) por calcopirita (Cpy) Muestra Z750-D6; C: Textura “calcopirita disease” (Cpy) en esfalerita (Sph) Muestra LE42D; D: Lámela de calcopirita (Cpy) en bornita (Bn) interpretadas como resultado de procesos de exsolución, además se observa reemplazo de bornita (Bn) por covelina (Cv) Muestra Z350-64.
B
Py
Cpy
0,6 mm
Bn
Cv Cpy
D
0,1 mm
C
Cpy
Sph
0,1 mm
Py
Py
Py Cpy An
A
0,2 mm
89
Figura 3.32. Continuación. E: Reemplazo casi total de calcopirita (Cpy) por covelina (Cv) en texturas tipo network Muestra Z750-D5; F: Textura de reemplazo envolvente de calcopirita (Cpy) por anilita (An) Muestra DTAN276-1. Además se observa la ocurrencia de cristales de pirita (Py) sin ningún tipo de reemplazo; G: textura mirmequítica entre bornita (Bn) y calcosina-digenita (Cs-Dg), además se observa cristales tabulares de hematita (Hm) Muestra Z296-18; H: textura mirmequítica entre bornita (Bn) y calcosina-digenita (Cs-Dg) Muestra R896-35; I: textura de reemplazo en zonas de fracturas y reemplazo tipo network de calcosina-digenita (Cs-Dg) por covelina (Cv) Muestra Z818-9, J: cristales tabulares de hematita (Hm) Muestra RL535-7.
Calcosina-digenita asociada paragenéticamente con bornita (en menor
proporción), representan el evento de mineralización hipógena principal en el
yacimiento (Estado 2). El desarrollo de textura mirmequítica entre ambos minerales
0,1 mm
Bn
Hm
G
Cs-Dg
Cs-Dg Bn
H
0,1 mm
Cs - Dg
Cv
I
0,1 mm 0,2 mm
Hm J
0,6 mm
Cpy Cv
E
0,3 mm
Cpy
An
Py
F
90
(Figura 3.32G y 3.32H), textura de bordes mutuos y rectos entre sí, y la ocurrencia de
granos de calcosina-digenita en bornita coexistiendo con granos de bornita en
calcosina-digenita, sugiere que estos minerales se formaron a partir de una solución
sólida calcosina-digenita-bornita, como resultado de procesos de exsolución. Ambos
minerales ocurren en la matriz de brechas hidrotermales, como relleno de amígdalas,
vetillas, y finamente diseminados en rocas intrusivas y en la masa fundamental de las
rocas volcánicas. Cobre nativo y plata nativa ocurren en pequeñas cantidades y se
encuentran espacialmente asociados a calcosina-digenita.
Una de las características más importantes observadas en gran parte de las
muestras descritas, y que entrega alguna idea relativa acerca de la evolución y
fugacidad de oxígeno (fO2) en la formación del yacimiento, es la relación textural
existente entre calcosina-digenita, bornita y hematita (Figura 3.32G). Localmente,
agregados de cristales tabulares de hematita forman textura de intercrecimiento con
calcosina-digenita y con la asociación calcosina-digenita-bornita (depósito de
traslape). Sin embargo, las relaciones texturales entre estas tres fases, indican que la
mayor cantidad de hematita precipitó con posterioridad a los sulfuros de Cu (calcosina-
digenita y bornita). Estas observaciones sugieren que la hematita pudo acompañar, en
parte, al proceso de mineralización sulfurada de Cu, pero ésta fundamentalmente
precipitó en un estado más tardío.
Además de las relaciones texturales mencionadas, sulfuros secundarios del
sistema Cu-S, de color azulino, y con características ópticas que claramente lo
diferencian de los sulfuros de Cu primarios (calcosina-digenita), ocurren
ocasionalmente en la zona de contacto entre bornita y calcosina-digenita primaria.
Cuando esta asociación mineralógica y textural es observada, es común su asociación
con cristales tabulares de hematita en el borde de los granos de sulfuros o en zonas de
microfracturas (Figura 3.34). Este fenómeno podría tener un origen en lo establecido
por Craig y Vaughan (1994), es decir, formación de sulfuros de Cu secundarios debido
a la remoción del Fe (contenido en este caso en la bornita), y su consecuente
precipitación de hematita.
91
Figura 3.33. Espectro de análisis EDS en cristal de esfalerita que co-precipita con calcopirita. Se destaca la ausencia de Fe en su composición. Muestra LE42-D
Figura 3.34. Fotomicrografía que muestra relación textural entre calcosina-digenita (Cs-Dg) y bornita (Bn). Además se observa reemplazo de bornita y calcosina-digenita por anilita (An). La hematita ocurre en cristales tabulares rodeando los granos de sulfuros de Cu. Muestra RL641-2.
0,5 mm
Cs-Dg
Bn
An
Hm
Al
Si
S
S
Fe FeFe
Zn
Zn
Zn
keV0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
0 5 10
92
Los minerales de alteración relacionados paragenéticamente a esta etapa de
mineralización principal (calcosina-digenita y bornita) están formados por la
asociación clorita-esmectita-epidota-albita-cuarzo-calcita-actinolita. (Figura 3.35),
característica de sub-facies esquistos verdes. Minerales, tales como, prehnita y
pumpellyita (?) fueron observados de manera muy escasa y a escala microscópica en
algunas muestras, pero no relacionadas paragenéticamente con los sulfuros de Cu
primarios.
Covelina, anilita, atacamita y crisocola son los productos principales de la etapa
de mineralización más tardía de la secuencia paragenética (Figura 3.35). La covelina
ocurre como reemplazo de calcopirita, calcosina-digenita y bornita (Figuras 3.32D,
3.32E y 3.32I). El mineral secundario del sistema Cu-S definido en este trabajo
microscópicamente y composicionalmente como anilita, es muy escaso en el
yacimiento y reemplaza a calcopirita y bornita.
Los minerales oxidados de Cu (atacamita y crisocola) muestran texturas de
intercrecimiento. Crisocola y cuprita comúnmente reemplazan a calcosina-digenita. En
este estado paragenético, la calcita es el mineral de alteración más abundante y ocurre
como relleno de amígdalas, vetillas y microfracturas. Cuarzo y en menor medida yeso
ocurren es este estado de mineralización y son principalmente observados rellenando
amígdalas y vetillas, respectivamente. La hematita es localmente reemplazada por
goethita.
93
Figura 3.35. Secuencia Paragenética observada en el yacimiento Lince – Estefanía, Distrito Michilla. La abundancia relativa de cada una de las especies minerales se representa desde menor (líneas segmentadas finas) a mayor (líneas continuas gruesas).
Geoquímica de minerales metálicos
De todos los minerales sulfurados observados en el yacimiento Lince-Estefanía,
el reconocimiento y clasificación de los sulfuros del Sistema Cu-S son los que
representan mayor complejidad. Inicialmente, alrededor del año 1940, la mayoría de
los mineralogistas reconocían sólo dos minerales sulfurados de Cu (Craig, 1974),
calcosina (Cu2S) y covelina (CuS). Aunque se sabía que la calcosina formaba una
solución sólida que llegaba a alcanzar una composición de Cu1,8S, la digenita (el
mineral con esta composición) sólo fue establecida como una fase mineral individual
Mineral Mineralización
Temprana Supérgena Oxidada
Clorita - Esmectita
Epidota
Albita
Sericita
Cuarzo
Actinolita
Calcita
Pirita
Calcopirita
Esfalerita
Bornita
Calcosina-Digenita
Cobre Nativo
Plata Nativa
Galena
Hematita
Anilita
Covelina
Atacamita
Crisocola
Calcita
Goethita
Cuprita
Yeso
MineralizaciónMineralización
Principal
94
en el año 1942 (Buerger, 1942). Posteriormente, tres nuevos minerales fueron
establecidos e incorporados al sistema Cu-S: djurleita (Cu31S16), anilita (Cu1,75S) y
covelina blue-remaining (Cu1+XS). Sin embargo, en el año 1980 se identificaron tres
nuevas fases en este sistema: geerita (Cu1,60S) (Goble y Robinson, 1980), yarrowita
(Cu9S8) y spionkopita (Cu39S28) (Goble, 1980). Estas dos últimas fases fueron
reportadas previamente como covelina blue-remaining. Desde entonces esta última
nomenclatura desaparece de la literatura. Es importante señalar que tanto la yarrowita
como la spionkopita requieren no sólo de un detallado estudio óptico para ser
identificados, sino que además son necesarios estudios de difracción de rayos-X,
debido a que presentan características y patrones de difracción muy similares a los de
la covelina.
A continuación se detalla algunas de las características de los principales y más
comunes minerales del sistema Cu-S que permiten clasificarlos como fases minerales
independientes. Esto, unido a las observaciones microscópicas, relaciones texturales,
secuencia de precipitación y composición química, han sido los principales criterios
utilizados en este trabajo para clasificar las fases minerales del sistema Cu-S.
La calcosina (Cu2S) es un mineral estable a temperaturas de ~103ºC con un
sistema cristalográfico monoclínico. Sobre esta temperatura la calcosina se transforma
en una fase hexagonal y es estable en este sistema hasta una temperatura ~435ºC.
Ninguna de las dos formas mencionadas presentan alguna desviación composicional
detectable distinta de Cu:S = 2:1. Sin embargo, la forma cúbica de alta temperatura
muestra un campo de solución sólida (calcosina-digenita) que se extiende hasta formar
Cu:S ~ 1,75:1 (Figura 3.36).
La digenita (Cu1,8S), de acuerdo a Morimoto y Koto (1970), y Morimoto y
Gyobu (1971), es un mineral estable sólo cuando presenta en su estructura una
pequeña cantidad de Fe (~1%). A temperaturas ligeramente superiores a los 70ºC
(entre 76 – 83ºC, dependiendo de su composición), la digenita se invierte a su forma
cúbica de alta temperatura, la cual es isoestructural con la calcosina de alta
95
temperatura. La solución sólida entre ambas fases, llega a ser estable a temperaturas
sobre ~435ºC (Figura 3.36).
La djurleita (Cu31S16) presenta una estabilidad termal máxima de ~93ºC. Sobre
esta temperatura, este mineral se descompone para formar la estructura hexagonal de la
calcosina y la fase cúbica calcosina-digenita (Figura 3.36). La anilita (Cu1,75S) tiene un
máximo de estabilidad termal de ~70ºC. A temperaturas mayores, la anilita es
descompuesta y forma digenita y covelina (Morimoto y Koto, 1970) (Figura 3.36).
Tanto la anilita como la djurleita presentan características ópticas muy semejantes a la
digenita. El reconocimiento óptico de estos minerales es difícil sin un cuidadoso
análisis composicional y de rayos –X (Craig, 1974).
Figura 3.36. Diagrama de temperatura-composición de fases para una porción del sistema Cu-S. Abreviaciones: al=anilita, bcv: covelina “blue remaining”, cc: calcosina, cv: covelina, dg; digenita, dj: djurleita, co: cobre. (modificado de, Barton, 1973).
La covelina (CuS) es uno de los sulfuros más llamativos debido a su color de
interferencia azul-brillante en luz polarizada plana, y a su pleocroísmo y anisotropismo
característico en nícoles cruzados. Esta fase no presenta desviación composicional
96
desde CuS y cristaliza en el sistema hexagonal hasta su temperatura de
descomposición de 507°C (Kullerud, 1965).
Resultados de análisis por microsonda electrónica
Los análisis mediante microsonda electrónica se realizaron en los principales
sulfuros hipógenos (pirita, calcopirita, calcosina-digenita, bornita) y supérgenos
(anilita y covelina) descritos en el yacimiento, en un total de 11 muestras (Tablas 3 y 4,
Anexo 1) cuyas ubicaciones pueden ser observadas en la Figura 3.37. En este trabajo
se ha definido como anilita a aquel sulfuro del sistema Cu-S con contenidos de
1,55<Cu<1,76. El criterio utilizado considera la definición de las fases principales del
sistema Cu-S basado en el diagrama de composición-temperatura (Figura 3.36), las
observaciones microscópicas (características ópticas y relaciones texturales de
reemplazo), y los resultados de composición química obtenidos a partir de los análisis
de microsonda electrónica.
La composición química de la pirita fue determinada en las muestras
DTAN276-1 y Z296-31, y se obtuvo una fórmula general para este mineral desde
Fe0,97S2 a FeS2. La composición química de la calcopirita fue determinada en las
muestras DTAN276-1, Z296-31, Z296-29, y RL630-7. Los valores de los porcentajes
en peso totales de todos los elementos analizados en este mineral, considerando
mayores (e.g. Cu, Fe y S) y traza (e.g. As, Ag, Zn, Mn, Pb, Sb y Se), varían entre
96,74 % wt y 98,82 % wt. Los estándares utilizados para el análisis de calcopirita
indican un % wt total entre 99,55 % wt y 100,3 % wt. Si se comparan los valores de la
composición estequiométrica de la calcopirita (Cu= 34,63 % wt, Fe= 30,43 % wt y S=
34,94 %wt) con los datos obtenidos en este trabajo, es posible establecer un déficit de
Fe en las muestras analizadas. Este fenómeno sugiere una remoción de Fe de la
calcopirita como resultado de procesos de alteración de carácter supérgeno. Todas las
muestras analizadas indican que la calcopirita ha sido alterada y reemplazada para
formar en sus bordes sulfuros de Cu.
97
Figura 3.37. Ubicación de muestras seleccionadas para análisis de por microsonda electrónica de minerales metálicos.
98
La composición química de calcosina-digenita, bornita y covelina (Tabla 3 y 4,
Anexo 1) se realizó a partir de seis muestras, cinco de las cuáles son representativas de
las tres asociaciones mineralógicas más importantes reconocidas en el yacimiento: (1)
calcosina-digenita y calcosina-digenita+bornita, (2) calcosina-
digenita+bornita+hematita, (3) calcosina-digenita+covelina+hematita. El mapeo de
distribución de los elementos Cu, Fe y S se realizó en calcosina pura (AND327-1) y en
calcosina asociada a bornita, hematita (Z-296-18) y covelina (Z-818-9).
En general, la composición mineralógica de la calcosina-digenita es homogénea
(Figura 3.38), y presenta una fórmula general Cu1,72-1,95S. A pesar de esto, existe algún
grado de traslape en la composición entre los distintos grupos de asociaciones
analizadas. En detalle, la calcosina-digenita asociada con bornita y hematita tiene los
contenidos de Cu más altos, con una fórmula general Cu1,87-1,95S (INT327-1), mientras
que la calcosina-digenita asociada a covelina y hematita (Z-818-9) presenta los
contenidos más bajos de Cu (Cu1,72-1,78S). Calcosina-digenita como fase mineral
individual y calcosina-digenita asociada sólo a bornita (AND327-1, RL-541-1 y RL-
608-2) (excluyendo la ocurrencia de hematita) tiene valores intermedios de contenido
de Cu (Cu1,8-1,94S). El Fe contenido en la calcosina-digenita es el único elemento traza
analizado cuyo % wt determinado se encuentra sobre el límite de detección, con
concentraciones que varían desde <0,1 wt% a 0,67 wt%. Los contenidos de este
elemento no muestran ningún tipo de correlación evidente con alguna de la calcosina-
digenita de los grupos analizados. El As aparece como un elemento traza significante
(<0,15 wt%) sólo en algunas muestras (Tabla 3, Anexo 1).
Además de los análisis anteriores, en la muestra RL641-2 se realizó un total de
10 análisis de microsonda electrónica (AMTEL). Esta muestra presenta sólo calcosina-
digenita y las composiciones químicas obtenidas varían en un rango desde Cu1,93S a
Cu2S, lo cual certifica la ocurrencia de calcosina (Cu2S) como especie mineralógica
pura. En algunos de los análisis el Fe y el Pb se presentan en concentraciones > 1 % wt
(Tabla 4, Anexo 1).
99
La bornita de los grupos analizados presenta ligera variaciones en su
composición, con una fórmula estructural Cu4,9-5,3Fe0,85-0,97S4. Los valores obtenidos se
encuentran muy cercanos a la composición de la bornita pura (Cu5FeS4). Todos los
elementos trazas analizados en este mineral (As, Ag, Zn, Sb y Pb) se encuentran en
una concentración bajo el límite de detección (<0,1 wt%) (Tablas 3 y 4, Anexo 1).
La ocurrencia de sulfuros de Cu secundarios que reemplazan, principalmente, a
calcopirita y bornita, sin considerar a la covelina, presentan una fórmula general
(Cu,Fe)1,69-1,82S (Tabla 4, Anexo 1). Las relaciones texturales de esta fase mineral con
los sulfuros primarios, sus características ópticas y sus variedades composicionales,
permiten definirla como anilita. Su alto contenido de Fe, el cual varía desde 2,14 a
4,23 % wt sugiere que este mineral pudo formarse a partir de la alteración de
calcopirita y bornita. Algunos análisis muestran un contenido de Pb >0,22 % wt.
La covelina muestra ligeras variaciones en composición y presenta una fórmula
general Cu1,0-1,35S, con trazas de Fe y Ag. El rango de variación composicional sugiere
que la covelina secundaria pudo formarse a partir de la incompleta transformación de
calcosina-digenita, y en el menor de los casos, a partir de bornita y calcopirita. Es
posible suponer también la ocurrencia de finas fases de calcosina-digenita en covelina.
De esta manera se explicaría su exceso en el contenido de Cu.
La Figura 3.38 muestra mapas de distribución de los elementos Cu, Fe y S
realizados en muestras representativas de las asociaciones mineralógicas principales
observadas en Lince-Estefanía (Muestras AND327-1, Z296-18 y Z818-9). Dichas
asociaciones constituyen la base del estudio de isotopía Re-Os.
100
Figura 3.38 XR (WDS) Mapeo de distribución de los elementos Cu, Fe y S en calcosina-digenita a partir de muestras representativas de los tres grupos de asociaciones mineralógicas definidas. Cs: calcosina-digenita; Bn: bornita; Hm: hematita; Cv: covelina. La escala en (A) y (B) son 500 μm, y la de (C) es 200 μm. A: Muestra AND327-1, B: Muestra Z296-18, C: Muestra Z818-9. REFERENCIAS Barton, P.B. 1973. Solid solutions in the system Cu-Fe-S. Part I: The Cu-S and CuFe-S joins.
Economic Geology, Vol. 68, p. 455-465.
Cu S Fe
A
Cs Cs Cs
Cu Fe S
BCs
Bn
Hm
Bn
Cs
Hm
Cs
Bn
Hm
Fe Cu S
C
Cs
Cs
Cs Hm Hm Hm
Cv Cv
Cv Cv
101
Barton, P.B 1978. Some ore textures involving sphalerite from the Furutobe mine, Akita Prefecture, Japan. Mining Geology, Vol. 28, p. 293–300.
Barton, P.B. 1991. Ore textures: problems and opportunities. Mineralogical Magazine, Vol. 55, p. 303-
315. Bettison, L. A.; Schiffman, P. 1988. Compositional and structural variations of phyllosilicates from tha
Point Sal ophiolite, California. American Mineralogist, Vol. 73, p. 62-76. Brown, E.H. 1977. The crossite content of Ca- amphibole as a guide to pressure of metamorphism.
Journal of Petrology, Vol. 18, p. 53-72. Buchelt, M.; Tellez, C. 1988. The Jurassic La Negra Formation in the area of Antofagasta, northern
Chile (lithology, petrography, geochemistry). In The southern central Andes (Bahlburg, H.; Breitkreuz, Ch.; Giese, P.; editors). Lecture Notes in Earth Science, Vol. 3, p. 172-182.
Buerger, N.W. 1942. X-ray evidence of the existence of the mineral digenite, Cu9S5. American
Mineralogist, Vol. 27, p. 712-716. Cathelineau, M.; Nieva, D. 1985. A chlorite solid solution geothermometer. The Los Azufres (Mexico)
geothermal system. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 91, p. 235-244. Craig, J.R. 1974. The Cu-Fe-S system. Sulfide Mineralogy. Mineralogical Society of America. Short
Course Notes, Vol. 1, p.CS64-CS76. Craig, J.R.; Vaughan, D.J. 1994. Ore microscopy and ore petrography. John Wiley and Sons. 434 p.
New York. Espinoza, S.; Véliz, H.; Esquivel, J.; Arias, J.; Moraga, A. 1996. The cupriferous province of coastal
range, northern Chile. In Andean copper deposits: new discoveries, mineralization, styles and metallogeny (Camus, E.; Sillitoe, R. H.; Oetersen, R.; editors). Society of Economic Geologists Special Publications, Vol. 5, p. 19-32.
Foster, M.D. 1962. Interpretation of the composition and a classification of the chlorites. US Geology
Survey Professional Paper, Vol. 414A, 27 p. Goble, R.Y. 1980. Copper sílfides from Alberta yarrowite Cu9S8 and spionkopite Cu39S28. The
Canadian Mineralogist, Vol. 18, p. 511-518. Goble, R.Y.; Robinson, G. 1980. Geerite, Cu1.60S, a new copper sulphide from Debalk Township, New
York. The Canadian Mineralogist, Vol. 18, p. 519-523. Irvine, T.N.; Baragar, W.R.A. 1971. A guide to the chemical classification of the common volcanic
rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, Vol. 8, p. 523-548. Kojima, S. 1990. A coprecipitation experiment on intimate association of sphalerite and chalcopyrite
and its bearings on the genesis of Kuroko ores. Mining Geology, Vol. 40, p. 147-158. Kojima, S.; Sugaki, A. 1984. Phase relations in the central portion of the Cu-Fe-Zn-S system between
800º and 500ºC. Mineralogical Journal, Vol. 12, p. 15-28. Kojima, S.; Sugaki, A. 1985. Phase relations in the Cu-Fe-Zn-S system between 500º-300ºC under
hydrothermal conditions. Economic Geology, Vol. 80, p. 158-171. Kretz, R. 1983. Symbols of rock-forming minerals. American Mineralogist, Vol. 68, p.277 – 279.
102
Kullerud, G. 1965. Covellite stability relations in the Cu-S system. Freiberger Forschungshefte C186, p. 145-160.
Leake, B.E.; Woolley, A.R.; Arps, C.E.S.; Birch, W.D.; Gilbert, M.C.; Grice, J.D.; Hawthorne,
F.C.; Kato, A.; Kisch, H.J.; Krivovichev, V.G.; Linthout, K.; Linthout, K.; Laird, J.; Mandarino, J.A.; Maresch, W.; Nickel, E.H.; Rock, N.M.S.; Schumacher, J.C.; Smith, D.C.; Stephenson, N.C.N.; Ungaretti, L.; Whittaker, E.J.W.; Youzhi, G. 1997. Nomenclature of amphiboles: Report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association, commission on new minerals and mineral names. The Canadian Mineralogist, Vol. 35, p. 219-246.
Le Bas, M.J.; Le Maitre, R.W.; Streckeisen, A.; Zanettin, B. 1986. A chemical classification of
volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, Vol. 27, p. 745-750.
Le Maitre, R.W.; Bateman, P.; Dudek, A.; Keller, J.; La Meyre Le Bas, M.J.; Sabine, P.A.;
Schmid, R.; Sorensen, H.; Streckeisen, A.; Wooley, A.R.; Zanettin, B. 1989. A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell Scientific Publications, 193 p. Oxford.
Le Maitre, R.W. 2002. Igneous Rocks: A classification and glossary of terms. Recommendations of the
International Union of Geological Sciences Sucommission on the Systematics of Igneous Rocks. Cambridge University Press, 236 p.
Lucassen, F.; Franz, G. 1994. Arc related Jurassic igneous and meta-igneous rocks in the Coastal
Cordillera of northern Chile, Region Antofagasta. Lithos, Vol. 32, p. 273-298. Lucassen, F.; Kramer, W.; Bartsch, V.; Wilke, H-G.; Franz, G.; Romer, RL.; Dulski, P. 2006. Nd,
Pb, and Sr isotope composition of juvenile magmatism in the Mesozoic large magmatic province of northern Chile (18-27ºS): indications for a uniform subarc mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 152, p 571-589.
Marinovic, N.; Smoje, I.; Maksaev, V.; Hervé, M.; Mpodozis, C. 1995. Hoja Aguas Blancas, Región
de Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Carta Geológica de Chile, Nº 70.
Morata, D.; Aguirre, L. 2003. Extensional Lower Cretaceous volcanism in the Coastal Range (29º20’
– 30ºS), Chile: geochemistry and petrogenesis. Journal of South American Earth Sciences, Vol. 16, p. 459-476.
Morimoto, N.; Fabries, J.; Ferguson, A.K.; Ginzburg, I.V.; Ross, M.; Seifert, F.A.; Zussman, J.;
Aoki, K.; Gotardi, G. 1988. Nomenclature of pyroxenes. American Mineralogist, Vol. 173, p. 1123-1133.
Morimoto, N.; Gyobu, A. 1971. The composition and stability of digenita. American Mineralogist,
Vol. 56, p. 1889-1909. Morimoto, N.; Koto, K. 1970. Phase relations of the Cu-S system at low temperatures: stability of
anilite. American Mineralogist, Vol. 55, p. 106-117. Nagase, T.; Kojima, S. 1997. An SEM examination of the chalcopyrite disease texture and its genetic
implications. Mineralogical Magazine, Vol. 61, p. 89-97. Nakamura, N. 1974. Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary
chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 38, p. 757-775.
103
Pearce, J.A. 1982. Trace elements characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In Orogenic andesites and related rocks (Thorpe, R.S.; editor). John Wiley and Sons, p.525-548. London
Pearce, J.A. 1983. Role of sub-continental lithosphere in magma genesis at active continental margins.
In Continental basalts and mantle xenolite, (Hawkesworth, C.J.; Norry, M.J.; editors). Shiva, Chesire, p. 230-249. U.K.
Pichowiak, S. 1994. Early Jurassic to Early Cretaceous magmatism in the Coastal Cordillera and the
Central Depression of North Chile. In Tectonics of the Southern Andes (Reutter, K-J.; Scheuber, E.; Wigger, P.J. (editors). Springer-Verlag, p. 203-217.
Ramdohr, P. 1980. The ore minerals and their intergrowth, 2nd ed. Pergamon press, New York, Oxford,
1205 p. Robinson, D.; Bevins, R.E.; Rowbotham, G. 1993. The characterization of mafic phylosilicates in
low-grade metabasalts from eastern North Greenland. American Mineralogist, Vol. 78, p. 377-390.
Rogers, G.; Hawkesworth, C.J. 1989. A geochemical traverse across the North Chilean Andes:
evidence for crust generation from the mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 91, p. 271-285.
Ruíz, C.; Aguilar, A.; Egert, E.; Espinoza, W.; Peebles, F.; Quezada, R.; Serrano, M. 1971. Strata-
bound copper sulphide deposits of Chile. Soc Mining Geol Japan Spec Issue 3, p. 252-260. Schiffman, P.; Fridleifsson, G.O. 1991. The smectite-chlorite transition in drillhole NJ-15, Nesjavellir
geothermal field, Iceland: XRD, BSE and electron microprobe investigations. Journal of Metamorphic Geology, Vol. 9, p. 679-696.
Sugaki, A.; Kitakaze, A.; Kojima, S. 1987. Bulk compositions of intimate intergrowths of chalcopyrite
and sphalerite and their genetic implications. Mineralium Deposita, Vol. 22, p. 26-32. Tatsumi, Y.; Eggins, S. 1995. Subduction zone magmatism. Blackwell Science, 211 p. Cambridge. Winter, J.D. 2001. An introduction to igneous and metamorphic petrology. Pretince Hall, Sanddle
River, New Jersey, 697 p. Xie, X.; Byerly, G.R.; Ferrell, R.E. 1997. IIb trioctahedral chlorite from the Barberton greenstone belt:
crystal structure and rock composition constraints with implications to geothermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 126, p. 275-291.
104
105
CAPÍTULO 4
GEOCRONOLOGÍA
4.1 – INTRODUCCIÓN
Precisar la edad de procesos de mineralización y la edad de aquellos procesos
relacionados a su contexto geológico, es un problema fundamental para entender la
génesis de un determinado yacimiento y su dinámica de formación. El establecimiento
de las edades de los procesos mencionados, permite, entre otros aspectos, generar
estrategias de exploración no sólo a escala local, si no que también a nivel regional.
En los capítulos anteriores se ha descrito de manera detallada la geología del
yacimiento Lince-Estefanía. El contexto geológico local ha permitido inferir una
estrecha relación temporal entre la extrusión de la secuencia de lavas de la Formación
La Negra como roca huésped fundamental de la mineralización de Cu, los procesos de
mineralización principal de sulfuros de Cu que dieron lugar a la formación de Lince-
Estefanía, y parte de la actividad intrusiva desarrollada en el sector, probablemente
relacionada en su génesis con la formación de los yacimientos estratoligados de Cu. A
esto es posible agregar el reconocimiento de asociaciones mineralógicas de alteración
relacionadas texturalmente a la formación de los minerales de Cu.
Basado en lo anterior, el objetivo principal de este capítulo es precisar la edad
de los sucesivos y/o simultáneos procesos involucrados en la formación del yacimiento
Lince-Estefanía, sean estos procesos magmáticos, mineralizadores y de alteración
local. Consecuentemente, se contribuye al conocimiento de la evolución del arco
magmático del Jurásico-Cretácico Inferior de la actual Cordillera de la Costa del Norte
de Chile.
La edad de la actividad magmática volcánica e intrusiva representada en el
yacimiento, así como la edad de procesos de alteración local es determinada a través
del método de datación 40Ar/39Ar. Por su parte, la edad del principal proceso de
106
mineralización primaria sulfurada de Cu de Lince-Estefanía es determinada a través
del método de datación Re-Os. Las metodologías de trabajo utilizadas en este capítulo,
los resultados obtenidos y la discusión de éstos, están resumidos en los artículos: “Re-
Os isotope systematics for the Lince – Estefanía deposit: Constraints on the timing and
source of copper mineralization in a stratabound copper deposit, Coastal Cordillera,
northern Chile” (Tristá-Aguilera et al., 2006), “Time-relationships between volcanism-
plutonism-alteration-mineralization in Cu-stratabound ore deposits from the Michilla
mining district, northern Chile: a 40Ar/39Ar geochronological approach” (Oliveros et
al., 2007), “Origin and age of Cu-stratabound ore deposits: Michilla District, northern
Chile” (Tristá-Aguilera et al., 2005), “Geoquímica de los intrusivos subvolcánicos en
el yacimiento Lince-Estefanía, Norte de Chile: cambios en las fuentes de los magmas”
(Tristá-Aguilera et al., 2006), y “Método 40Ar-39Ar en minerales de ganga: una
aproximación a la edad de la mineralización de cobre en los yacimientos Mantos
Blancos y Michilla, Cordillera de la Costa, Norte de Chile (Oliveros et al., 2006),
incorporados en el Anexo 2.
4.2 - PRINCIPIOS FUNDAMENTALES DE LOS MÉTODOS DE DATACIÓN 40Ar-39Ar y Re-Os.
4.2.1 - Método de Datación 40Ar-39Ar
El método de datación 40Ar-39Ar fue descrito inicialmente por Merrihue y
Turner (1966) y ha sido considerado como una herramienta geocronológica
fundamental que permite conocer, por ejemplo, la edad de enfriamiento inicial de una
muestra de roca que ha sido perturbada, la edad del último evento causante de alguna
perturbación, las características de migración de argón dentro de una muestra y la
historia termal de los últimos eventos que pudieron afectarla.
El método de datación 40Ar-39Ar está basado en la desintegración radioactiva de
un isótopo natural de K (40K) a un isótopo estable de argón (40Ar). Este fenómeno
107
ocurre en minerales con contenido de K (e.g. feldespato, hornblenda, biotitas,
muscovita, etc.) que retienen Ar radiogénico, considerando sus temperaturas de cierre.
Los isótopos naturales de K corresponden a 39K (93,258 %), 40K (0,01167%) y 41K (6,7302 %). El 39K y 41K son isótopos estables, mientras que el 40K es un isótopo
radioactivo que tiene una vida media de 1250 Ma (McDougall y Harrison, 1999). El 40K se desintegra naturalmente a 40Ar (por captura de un electrón) y a 40Ca (por
emisión de un electrón). Ambos corresponden a productos estables.
En este método de datación, se asume que las abundancias relativas de los
isótopos de potasio son constantes en rocas y minerales. Este supuesto es necesario, ya
que no se mide directamente la abundancia de 40K. La abundancia de 39K es medida a
través del 39Ar. Por lo tanto, el 40K es derivado a partir de la composición isotópica de
potasio, conocida y bien fundamentada.
La muestra con contenido de potasio es irradiada en un reactor nuclear para
permitir la producción de 39Ar, por medio de la interacción con neutrones rápidos. La
reacción involucrada corresponde a 39K19 (n,p)39Ar18. El 39Ar es a su vez un isótopo
inestable y se desintegra para formar 39K por emisión de partículas beta, con una vida
media de 269 años. Sin embargo, debido a su lenta tasa de desintegración, el 39Ar
puede ser tratado como isótopo estable durante el corto período de tiempo que
involucra un determinado análisis.
Una vez irradiada la muestra, ésta es situada en un sistema de ultra vacío, y el
argón es extraído por fusión, para luego ser purificado y analizado isotópicamente en
un espectrómetro de masa (Merrihue y Turner, 1966). De esta manera es posible medir
las abundancias relativas de 40Ar, 39Ar, 38Ar, 37Ar y 36Ar. Cuando la muestra con
contenidos de K es irradiada, los isótopos de Ar son formados por una serie de
reacciones de interferencia que involucra al potasio, al calcio y al cloro. La razón 40Ar*/39Ar es corregida por estas reacciones de interferencia (usando principalmente el 37Ar) y utilizando el 36Ar para corregir la presencia de 40Ar atmosférico. La razón
108
40Ar*/39Ar es proporcional a la razón 40Ar*/40Ar en la muestra y, por lo tanto, es
proporcional a la edad.
La edad medida por este método corresponde al tiempo desde el cual al argón
acumulado quedó atrapado en la roca o mineral. Para que esta edad tenga significado
geológico, el sistema debe permanecer cerrado y en este caso se asume que:
a) El 40Ar sólo se forma por desintegración radioactiva
b) Existe una corrección apropiada por la presencia de argón atmosférico
c) El 40Ar radiogénico no escapa de la muestra
d) No hay incorporación de 40Ar al momento de la formación del mineral o
posteriormente a ello
e) La concentración de 40K sólo varía por desintegración radioactiva
f) Las constantes de desintegración son correctas e independientes de las
condiciones físicas y químicas y, no han cambiado en el tiempo.
Derivación de la ecuación de edad
Como se ha mencionado, el método de datación 40Ar-39Ar está basado en la
formación de 39Ar por irradiación de muestras con contenido de K, en un reactor
nuclear. La reacción deseada es:
39K19(n,p)39Ar18
El número de átomos de 39Ar formado en la muestra por la irradiación
corresponde a:
(4.1)
donde:
39K: es el número de átomos de este isótopo en la muestra irradiada
∆T: es la duración de la irradiación
εεσεϕ dTKAr )()(3939 ∫Δ=
109
φ(ε): es la densidad del flujo de neutrones de energía ε
σ(ε): es la captura de 39K para neutrones teniendo una energía ε.
El número de átomos de 40Ar radiogénico (escrito como 40Ar* para distinguirlo
del 40Ar atmosférico) presente en la muestra debido a la desintegración de 40K durante
su vida media es:
(4.2)
donde:
λe = es la constante de desintegración de 40K para la captura de un electrón
λ = es la constante de desitegración total de 40K.
Después de la irradiación neutrónica de la muestra, la razón 40Ar*/39Ar está
dada por:
(4.3)
La ecuación anterior se simplifica definiendo un parámetro adimensional J de la
siguiente manera:
(4.4)
Este parámetro es sustituido en la ecuación 3 y, por lo tanto,
(4.5)
εεσεϕλλ dT
KK
eJ )()(40
39
∫Δ=
Je
ArAr t 1*
39
40 −=
λ
εεσεϕλλ λ
de
TKKe
ArAr t
)()(11*
39
40
39
40
∫−
Δ=
)1(* 4040 −= teKeAr λ
λλ
110
El valor J se obtiene a partir del análisis por irradiación de muestras estándar de
edad conocida para monitorear el flujo de neutrones. Después de que la razón 40Ar*/39Ar del monitor ha sido medida, J puede ser calculado a partir de la ecuación
4.6:
(4.6)
donde: tm: es la edad conocida del flujo del monitor
40Ar*/39Ar: es el valor medido de esta razón en el monitor.
Los valores de J son entonces calculados utilizando la ecuación 4.6, y son
graficados como una función de la posición en el portamuestra. Los respectivos
valores de J de las muestras analizadas, son obtenidos por interpolación en el gráfico
resultante a partir de sus posiciones conocidas en el portamuestra. Las razones 40Ar*/39Ar de las muestras analizadas son utilizadas para calcular la edad en el sistema 40Ar*/39Ar como muestra la ecuación 4.7:
(4.7)
En el caso ideal, se asume que todo el 40Ar en la muestra irradiada es o
radiogénico o atmosférico, que todo el 36Ar es atmosférico, y que el 39Ar es producido
sólo por la reacción 39K(n,p)39Ar. En este caso los valores medidos de las razones 40Ar/39Ar y 36Ar/39Ar pueden ser usados para calcular la razón de 40Ar a 39Ar
radiogénico.
El 36Ar es una forma estable de argón no producida por desintegración
radioactiva. La atmósfera terrestre ha estado enriquecida en 36Ar como resultado de la
desgasificación de la Tierra primordial. La razón 40Ar/36Ar ha sido la de la atmósfera
ArAreJ
mt
3940 */1−
=λ
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛+= 1*ln1
39
40
JAr
Artλ
111
actual (295,5) en los últimos 3Ga (Kelley, 1995). Todas las rocas a ser analizadas
tienen una componente de argón (contenido en ella o aportado por el sistema al vacío),
que se asume es derivada de la atmósfera, y que el 40Ar acompañante es 295,5 x 36Ar.
Esta componente de 40Ar se le conoce como la componente atmosférica (40Ar atm), y
su presencia se se corrige al 40Ar medido por simple sustracción, bajo el supuesto de
que todo el 40Ar medido es una mezcla de argón radiogénico y atmosférico, como se ha
mencionado. Así la razón 40Ar*/39Ar se puede corregir de la siguiente forma:
(4.8)
donde: subíndice m: indica los valores medidos
295,5: corresponde a la razón 40Ar/36Ar atmosférico.
Es importante señalar que el 40Ar contenido en una roca o mineral tiene los
siguientes nombres según la fuente que lo provee:
Argón radiogénico: 40Ar formado por desintegración in situ de 40K.
Argón atmosférico: 40Ar cuando existe en una proporción equivalente a la atmósfera
actual (40Ar/36Ar = 295,5).
Argón heredado: 40Ar de origen esencialmente radiogénico incorporado a la roca o
mineral, proveniente de un material más antiguo.
Argón atrapado: 40Ar incorporado al momento de la formación del mineral o durante
un evento posterior. Su origen puede ser atmosférico proveniente de fluidos meteóricos
o radiogénico proveniente de fluidos metamórficos.
4.2.2 - Método de Datación Re-Os
El sistema isotópico Re-Os es un trazador global de procesos geoquímicos
(Allègre y Luck, 1980). El carácter calcófilo y siderófilo que tienen ambos elementos
en la naturaleza, permite que se concentren en metales y minerales sulfurados y que se
mm ArAr
ArAr
ArAr
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−⎟⎟
⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛= 39
36
39
40
39
40
5,295*
112
encuentren prácticamente ausentes en minerales silicatados. Estas propiedades han
permitido que la sistemática del Re-Os haya adquirido gran importancia en el estudio
metalogénico de yacimientos, principalmente, en las últimas dos décadas (e.g. Allègre
y Luck, 1980; Luck y Allègre, 1982; Freydier et al., 1997; Ruíz y Mathur, 1999;
Mathur et al., 2000).
El método de datación Re-Os permite obtener directamente la edad de procesos
de mineralización (e.g. Luck y Allègre, 1982; Ruíz y Mathur, 1999; Marthur et al.,
2000; Barra et al., 2003). Además, el Os ha sido reconocido como un importante
indicador de fuentes mantélicas o corticales de los sulfuros de metales base debido a
que es un elemento que tiene un marcado comportamiento compatible a altamente
compatible en relación al Re, durante la fusión parcial del manto (Morgan et al., 1981).
Su retención en el manto como inclusiones en fases tales como olivino y cromita
(Barnes et al., 1985), ha actuado como un indicador de la composición isotópica y
concentración del manto en el tiempo (Figuras 4.1 y 4.2) (Shirey y Walker, 1998). A
diferencia del Os, el comportamiento del Re no es totalmente consistente con la
incompatibilidad de este elemento durante la fusión parcial del manto. Altas
concentraciones de Re en el manto residual parece ser un fenómeno mejor explicado
por su comportamiento calcófilo (afinidad con el S) (Mitchell y Keays, 1981; Barnes et
al., 1985).
De manera general, las diferencias en los comportamientos químicos de Re y
Os traen como consecuencia que los productos generados tendrán variaciones de las
razones Re/Os en el tiempo (e.g. Shirey y Walker, 1998), y que además dicha razón
sea altamente enriquecida en la corteza en relación al manto. De esta manera, la
isotopía de Re-Os ha sido utilizada como un importante trazador de la fuente de
procesos magmáticos formadores de mena (e.g. Lambert et al., 1999) considerando y
comparando la razón inicial de 187Os/188Os de sulfuros de metales base con aquellas de
probables fuentes corticales y mantélicas.
113
Figura 4.1. Línea de evolución del manto considerando el promedio de la composición de Condritos entre un IIIA iron meteorite con una razón inicial 187Os/188Os de 0,09531 a los 4558 Ma (A) y un condrito actual con una razón 187Os/188Os de 0,1270 (B). Tomado de Shirey y Walker (1998).
Figura 4.2. Comparación de datos de razones iniciales 187Os/188Os de condritos con datos del manto superior primitivo (PUM). Los datos del PUM son significantemente más radiogénicos que el de los condritos carbonáceos pero se encuentran bien restringidos dentro del rango de las composiciones definidas para condritos ordinarios y enstatita (Tomado de Meisel et al., 2001).
114
Geoquímica del sistema Re-Os
El sistema Re-Os se basa en la desintegración radioactiva de 187Re a 187Os, por
emisión de partículas β. En la naturaleza, el Re está formado por dos isótopos, 185Re
(37,40 % atómico) y 187Re (62,60% atómico). Por su parte, el Os está compuesto por
siete isótopos (185Os- 0,0177%, 186Os- 1,593% (variable), 187Os- 1,513% (variable), 188Os- 13,29%, 189Os- 16,22%, 190Os- 26,38% y 192Os- 40,98%), y sus abundancias
absolutas y el peso atómico del Os varían debido a que el 186Os y 187Os son isótopos
hijos generados por desintegración radioactiva. El 186Os se genera por la
desintegración del 190Pt, mientras que el 187Os es producido por desintegración del 187Re (e.g. Walker et al., 1997; Shirey y Walker, 1998). De esta manera, la
composición isotópica del Os en rocas y minerales está formada por la combinación de
Os inicial o común (Os0), el cual es incorporado a la estructura cristalina de algunos
minerales (en particular, en minerales sulfurados y oxidados) en el momento de su
cristalización a partir de un magma silicatado o sulfurado); y Os radiogénico (Os*), el
cual se genera por la desintegración del 187Re en función del tiempo (sensu Lambert et
al., 1999).
De acuerdo a lo planteado, matemáticamente, la composición isotópica del Os
de rocas y minerales está dada por las siguientes ecuaciones:
Os total medido = Os0 común + Os* radiogénico (1)
(187Os/188Os) = (187Os/188Os)0 + (187Os/188Os)* (2) y,
(187Os/188Os) = (187Os/188Os)0 + (187Re/188Os) (eλt – 1) (3)
donde: (187Os/188Os) = Os total medido
λ = Constante de desintegración de 187Re
t = Edad de cristalización.
Los datos de isotopía de Re-Os son presentados como razones normalizadas a
un isótopo de Os estable, en este caso 188Os (Shirey y Walker, 1998).
115
Es importante hacer notar que uno de los problemas fundamentales que ha
abordado la sistemática del Re- Os, ha sido el de determinar y precisar la constante de
desintegración del 187Re (e.g. Herr et al., 1954; Luck y Allègre, 1983; Linder et al.,
1989; Smoliar et al., 1996). Smoliar et al. (1996) precisó el valor de esta constante a
partir de 12 análisis realizados en meteoritos “Irons” del grupo IIIAB, cuyo valor es de
λ = 1,666 ± 0,017 x 10-11 yr-1, equivalente a una vida media para el 187Re de (4.160 ±
0,042) x 1010 años. El valor de la constante de desintegración, es el actualmente
aceptado y es el utilizado en este trabajo de investigación.
La edad Re-Os de rocas y minerales puede ser determinada a partir del método
de la isócrona. Para un escenario co-genético de rocas y minerales, la ecuación (3)
permite obtener una relación lineal, referida como una “isócrona”, cuando los datos
son graficados en ejes coordenados. El eje de la abscisa corresponde al 187Re/188Os
medido y el de la ordenada corresponde a 187Os/188Os medido. La edad puede ser
calculada a partir de la pendiente de la línea (derivada de una algoritmo de regresión
de mínimos cuadrados tal como ISOPLOTTM, Ludwig, 2001), utilizando la relación m
= eλt – 1. El intercepto de la recta en el eje y, derivado del mismo análisis de regresión,
permite obtener el valor de la composición isotópica inicial. Este método también
entrega una medida de la calidad del ajuste de la isócrona utilizando un parámetro
denominado MSWD (mean square of the weighted deviates) (Brooks et al., 1972). Los
valores MSWD < 2,5 indican que los datos se encuentran bien correlacionados y que la
falta de precisión en la edad y en la composición isotópica inicial, pueden ser sólo
consideradas como errores analíticos. Los valores mayores a 2,5 sugieren que los datos
exhiben una gran dispersión, probablemente debido a disturbios del sistema isotópico
(e.g. metamorfismo, alteración hidrotermal), o a variaciones en la composición
isotópica inicial (e.g. rocas o minerales de distinto origen). La recta generada con un
MSWD > 2,5 recibe el nombre de errorcrona (Brooks et al., 1972).
Freydier et al. (1997) estableció dos métodos para obtener isócronas de gran
precisión. El primero de ellos consiste en utilizar múltiples “splits” desde una misma
muestra, y el segundo método consiste en analizar diferentes muestras de minerales
116
que son co-genéticos. Esto se basa en el fundamento de que la distribución del Re y el
Os en los sulfuros parece no estar controlada por sitios químicos cristalográficos y así,
una fase sulfurada determinada en un yacimiento puede tener distintas concentraciones
de Re y Os y razones Re/Os. Las imprecisiones en la obtención de la edad, dependerá
por ejemplo, de la homogeneidad isotópica del sistema hidrotermal (Freydier et al.,
1997).
El aumento del uso del sistema Re-Os ha sido incentivado por la sensibilidad
de las mediciones y las precisiones analíticas de este método de datación. Para
optimizar los datos de Re y Os y obtener mayor precisión en la isócrona, el que exista
un completo equilibrio de ambos elemento en el spike y en la muestra durante la
dilución isotópicas es de vital importancia.
Los espectrómetros de masa pueden ser utilizados para determinar la
concentración de un elemento en una muestra mediante una técnica analítica
denominada dilución isotópica (Moore et al., 1973). Este método está basado en la
determinación de la composición isotópica de un elemento en una mezcla de una
cantidad conocida de un spike con una cantidad desconocida del elemento normal. El
spike es una solución (líquido o gas) que contiene una concentración conocida de un
elemento particular cuya composición isotópica ha sido cambiada por el
enriquecimiento de uno de sus isótopos. La muestra que es analizada contiene una
concentración desconocida del elemento cuya composición isotópica es conocida. Así,
cuando una cantidad conocida de una muestra-solución es mezclada con una cantidad
conocida de spike, la composición isotópica de la mezcla puede ser usada para calcular
la cantidad del elemento en la muestra-solución.
Estudios experimentales han podido establecer que el método del Carius tube
(Shirey y Walker, 1995), a diferencia del antes utilizado método de disolución en
recipientes de teflón, permite la total disolución de los minerales y/o elementos del
grupo del Pt (PGE). Además es posible mediante este método extraer la mayoría o
todo el Re y el Os contenido en una matriz silicatada. Este procedimiento también
117
conduce a una total oxidación del Re y el Os a sus más altas valencias y así, promueve
el completo equilibrio químico de estos elementos con los isótopos enriquecidos
(spikes) que son agregados para el análisis de dilución isotópica. El método del Carius
tube permite una mayor reproducibilidad de la composición isotópica de las muestras.
Las reacciones químicas ocurren a una T=240ºC, alta presión y por un tiempo
aproximado de 12 h (Shirey y Walker, 1995).
Una vez que se ha logrado el equilibrio y la total disolución de la muestra, el
Os es separado y purificado en dos estados de destilación. El Re por su parte es
purificado en dos etapas de columnas de intercambio aniónico. El resultado de esta
separación son dos especies moleculares correspondientes a OsO3- y ReO4
-.
La concentración de Os es muy baja en la mayoría de las rocas, normalmente
entre 1 – 0,01 ppb (e.g. Morgan y Lovering, 1967). Para ser ampliamente aplicable,
una técnica isotópica debe tener la sensibilidad suficiente como para analizar
concentraciones de Re y Os del orden de los nanogramos y sub-nanogramos. La
aplicación del esquema de desintegración de 187Re-187Os a problemas geológicos fue
iniciado por Allègre y Luck (1980) quienes mostraron que el análisis isotópico de Os y
Re separados isotópicamente, puede ser determinado por espectrometría de masa de
iones secundarios (SIMS: Secondary Ion Mass Spectrometry). El análisis isotópico
posteriormente también fue realizado por Resonance Ionization Mass Spectrometry
(RIMS) (Walker y Fassett, 1986), Accelerator Mass Spectrometry (AMS) (Fehn et al.,
1986) y por Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry (ICP-MS) (Russ et al.,
1987).
El desarrollo del análisis isotópico mediante espectrometría de masa de iones
termales negativos (NTIMS: Negative thermal ion mass spectrometry) y el
perfeccionamiento de esta técnica equipados con un colector Faraday y un
multiplicador de iones secundarios, entre otros elementos complementarios, ha
permitido que dicha técnica presente ventajas en cuanto a precisión, sensibilidad y
eficiencia en la ionización por sobre las otras técnicas mencionadas (Creaser et al.,
118
1991). Las razones isotópicas de Os han sido determinadas con una precisión mejor
que ± 2‰ para 4 ng de Os y ± 5‰ para 70 pg de Os. El límite de detección del Os es
estimado ser más bajo que 10-14 g. Los análisis isotópicos mediante NTIMS pueden ser
realizados utilizando equipos analíticos relativamente simples y viables. La técnica ha
sido desarrollada para producir un intenso haz de iones de óxidos cargados
negativamente. En el caso del sistema Re-Os, las principales especies observadas en el
espectro de masa corresponden a OsO3- y ReO4
-, y el espaciamiento observado entre
ellas no permite interferencia isobárica entre el 187Re y 187Os (Figura 4.3; Creaser et
al., 1991).
Figura 4.3. Espectro de masa en unidades de masa atómica. El Renio es producido como especie ReO-
4, mientras que el Osmio es producido como especie OsO3
-. Tomado de Creaser et al. (1991).
4.3 - EDAD DEL MAGMATISMO Y DE LA ALTERACIÓN ASOCIADA A LA
FORMACIÓN Y EVOLUCIÓN DEL YACIMIENTO LINCE-ESTEFANÍA
4.3.1 - Introducción
La presencia de grandes volúmenes de rocas volcánicas e intrusivas a lo largo
de la actual Cordillera de la Costa del Norte de Chile, son el resultado del desarrollo
del arco magmático del Jurásico-Cretácico Inferior. Este arco magmático habría sido
desarrollado en un régimen tectónico extensional a transtensional, como consecuencia
119
de una subducción extremadamente oblicua de la Placa Phoenix en dirección SSE,
relativo al margen continental de sudamérica (e.g. Scheuber y Reutter, 1992; Scheuber
y González, 1999).
La Formación La Negra representa en el norte de Chile, la mayor expresión de
la actividad volcánica desarrollada durante la evolución de este arco magmático. Esta
formación se encuentra intruida por cuerpos granitoides y diques. Las unidades de
rocas mencionadas presentan fases minerales secundarias que representan eventos de
alteración de carácter regional y de alteración hidrotermal de carácter local (e.g.
Losert, 1973). La alteración de carácter local se ha asociado a la formación de los
yacimientos estratoligados de Cu alojados principalmente en las rocas volcánicas de la
Formación La Negra (Losert, 1973). A su vez, el origen y formación de los
yacimientos mencionados se ha relacionado con el emplazamiento de intrusivos
subvolcánicos, sean estos diques o “stocks” (e.g. Espinoza et al., 1996).
Como se ha mencionado en el Capítulo 1 de esta Tesis, existen varios modelos
que sugieren cómo se habrían formado los yacimientos estratoligados de Cu alojados
en la Formación La Negra. De acuerdo a esto, se considera necesario ubicar
temporalmente los principales procesos geológicos relacionados con el inicio de la
formación del yacimiento Lince-Estefanía. Por lo tanto, este tópico tiene como
objetivo precisar, a través del método de datación 40Ar-39Ar, la edad de los principales
procesos magmáticos y de alteración local asociados a la formación del yacimiento. De
esta manera es posible establecer una relación cronológica entre volcanismo,
emplazamiento de intrusivos subvolcánicos pre-mineralización y post mineralización,
y los eventos de alteración local. Estos datos serán comparados con los datos obtenidos
de isotopía de Re-Os de sulfuros de Cu primarios del yacimiento.
4.3.2 - Descripción de las muestras analizadas
Las muestras VO31 y VO148, corresponden a muestras de rocas volcánicas
(andesitas) obtenidas a una distancia aproximada de 5 km al suroeste del yacimiento
120
Lince-Estefanía. Ambas muestras fueron extraídas desde zonas que se encuentran
alejadas también del resto de los yacimientos ubicados en el Distrito Michilla y,
aunque no se conoce con precisión sus posiciones estratigráficas en relación a la
secuencia volcánica donde se desarrolló el yacimiento, dichas muestras permiten tener
una mejor estimación de la edad de la secuencia volcánica de la Formación La Negra
en zonas cercanas al yacimiento.
Figura 4.4. Ubicación de las muestras de rocas volcánicas e intrusivos subvolcánicos seleccionados para datación 40Ar-39Ar .
RL536-3
RS18DTA740
VO31
VO148
121
Una muestra de roca volcánica fue obtenida del yacimiento Lince –Estefanía a
partir de un sondaje de diamantina. Ésta corresponde a la muestra RL536-3 con
ausencia de minerales de mena y ubicada a 265 ms.n.m (Figura 4.4).
Los fenocristales de las rocas volcánicas están formados principalmente por
plagioclasa (An64,8-48,2Ab48,9-38,3Or3,3-1,4) (ver Artículo 5, Anexo 2), clinopiroxenos y
óxidos de Fe (magnetita y titanomagnetita). La masa fundamental está formada por
microlitos de plagioclasa, minerales máficos, óxidos de Fe y vidrio recristalizado. Los
minerales secundarios son inherentes a estas rocas. Las plagioclasas se encuentran
generalmente albitizadas y presentan reemplazo por sericita. Clorita y epidota ocurren
en estas rocas como minerales de alteración, fundamentalmente de la masa
fundamental. Los fenocristales máficos se encuentran parcialmente reemplazados por
filosilicatos máficos (clorita-esmectita). La asociación clorita (esmectita)-epidota-
actinolita, se observa como relleno de amígdalas en la muestra RL536-3 (Figura 4.5).
Figura 4.5. Fotomicrografía de amígdala rellena con la asociación clorita (Chl) - epidota (Ep) - actinolita (Act). Muestra RL-536-3. Nícoles cruzados.
Ep
Chl Act
0,3 mm
122
Rocas intrusivas
Dos muestras de rocas correspondientes a intrusivos pre-mineralización y post-
mineralización, fueron extraídas de los niveles 760 ms.n.m y 740 ms.n.m,
respectivamente (Figura 4.4). La muestra RS18 es equivalente con la muestra
RL605D1 (ver tópico 3.3.1, Figura 3.4,) y corresponde a un intrusivo de composición
diorítica formada por ortopiroxeno (En71,7-73,9Fs22,7-24,1Wo3,4-4,0), clinopiroxeno (En38,5-
45,2Fs18,0-22,5Wo34,7-41,1), plagioclasa (An46,1-61,1Ab37,5-51,7Or0,9-2,6) y escasa biotita. Los
minerales de alteración están formados por una leve sericitización de plagioclasa y por
un reemplazo parcial de biotita por filosilicatos máficos. La muestra DTA740 es
equivalente con la muestra RL641D (ver tópico 3.3.1, Figura 3.5) y corresponde a un
dique de composición dacítica. Este dique presenta una textura porfídica y está
formado por fenocristales de anfíbol idiomórficos del tipo tschermakita-hornblenda,
algunos de ellos zonados y ocasionalmente reemplazados por clorita, y por
fenocristales de plagioclasa (An1,5-5,4Ab87,8-97,8Or0,01-10,4) de aspecto sucio y alterados a
minerales de arcilla. La masa fundamental de esta roca está formada por microlitos de
plagioclasa, minerales oxidados de Fe, y cuarzo.
4.3.3 - Método Analítico
En acuerdo con el trabajo en colaboración realizado durante el desarrollo de
esta tesis, mencionado en el Capítulo 1, se señala que el procedimiento para determinar
la edad de los procesos que dieron lugar a la formación de rocas volcánicas e intrusivas
por el método de datación 40Ar-39Ar, las condiciones analíticas y los criterios para
definir un plateau se encuentran detalladamente explicados en el Artículo 5, Anexo 2.
Asimismo en dicho artículo se puede encontrar en mayor detalle los resultados de
microsonda electrónica realizado en los distintos minerales.
4.3.4 - Resultados
El detalle de los datos isotópicos obtenidos se muestra en las Tablas 1 y 2
(Artículo 5, Anexo 2). La edad y espectro de la razón 37ArCa//39ArK pueden ser
123
observados en las Figuras 3 y 4 (Artículo 5, Anexo 2). Los análisis de microsonda
electrónica de las razones Ca/K para plagioclasa fresca o inalteradas (An67-49Ab49-
31Or3-1) se muestran en la Tabla 3 (Artículo 5, Anexo 2).
Minerales primarios
Plagioclasa
La plagioclasa de la muestra VO31 (roca volcánica de la Formación La Negra),
permite una edad espectro perturbada que consiste de una parte de baja temperatura,
con una edad promedio de 153,7±1,8 Ma (50% del 39Ar liberado), seguida de un
aumento de la edad en relación a la temperatura (Figura 4.6). La edad promedio de alta
temperatura de 163,6±1,8 Ma se correlaciona con los valores más altos de la razón 37ArCa/39ArK y representa la mejor estimación de la edad de este flujo de lavas. Por su
parte, la edad de baja temperatura es el resultado de la mezcla de sericita/plagioclasa, y
en este sentido la edad determinada podría representar la edad del proceso de
alteración que dio lugar a la formación de la sericita.
Figura 4.6. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO31). El rectángulo sombreado muestra las razones 37Ca/39K deducidas a partir de los análisis de microsonda (datos en la Tabla 3 - Artículo 5, Anexo 2). Las edades plateau e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ.
VO31 Plagioclasa (roca volcánica)
Edad Integrada: 158,3 ± 1,2 Ma
163,6 ± 1,8 Ma (39%)
153,7 ± 1,8 Ma (50%)
Edad
Apa
rent
e (M
a)
37A
r Ca/39
Ar K
% Ar liberado
124
La plagioclasa de la muestra VO148 (roca volcánica de la Formación La
Negra) permite una edad plateau de 159,9 ± 1,0 Ma (Figura 4.7, 85,6% de gas
liberado), la cual es ligeramente más joven que la edad de alta temperatura obtenida
para la muestra VO31, pero de igual manera representaría la edad de la secuencia
volcánica en el sector. En este caso las razones 37ArCa/39ArK correspondientes
aumentan pero en el rango dado por los análisis de microsonda para plagioclasa fresca.
Figura 4.7. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO148). El rectángulo sombreado muestra las razones 37Ca/39K deducidas a partir de los análisis de microsonda (datos en la Tabla 3 - Artículo 1, Anexo 2). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2).
El volumen de plagioclasa analizado de la muestra RS18 del intrusivo de
composición diorítica pre-mineralización, muestra dos edades plateau concordantes de
154,4 ± 3,9 y 153,7 ± 3,2 Ma (Figura 4.8), afectadas por una gran barra de error debido
al reducido número de granos analizados. Sin embargo, es posible observar un ligero
aumento de edades aparentes que parecen estar correlacionadas con las razones 37ArCa/39ArK. De esta manera, sería posible establecer que la mejor estimación de la
Edad
Apa
rent
e (M
a)
37A
r Ca/39
Ar K
VO148 Plagioclasa (roca volcánica)
Edad Integrada: 159,4 ± 1,1 Ma
159,9 ± 1,0 Ma (P)
% Ar liberado
125
edad de cierre de estas plagioclasas están dadas por las edades de alta temperatura de
157,8 ± 5,6 y 157,0 ± 5,0 Ma (promedio = 157,4 ± 3,7 Ma). Dichos valores
representarían edades de enfriamiento del intrusivo subvolcánico.
Figura 4.8. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa de intrusivo de composición diorítica del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla (muestra RS18). El rectángulo sombreado muestra las razones 37Ca/39K deducidas a partir de los análisis de microsonda (datos en la Tabla 3 - Artículo 5, Anexo 2). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2).
Anfíbol
Los cristales analizados de la muestra DTA740, correspondientes al dique post-
mineralización de composición dacítica, permiten obtener una edad plateau de 137,4 ±
1,1 Ma (Figura 4.9). Estos cristales corresponden a anfíboles (tschermaquita-
hornblenda) puros como lo indica el espectro plano que muestra la razón 37ArCa/39ArK.
La edad determinada es estimada ser la del emplazamiento de dicho intrusivo.
Edad
Apa
rent
e (M
a)
37A
r Ca/39
Ar K
% Ar liberado
154,4 ± 3,9 Ma (P) 153,7 ± 3,2 Ma (P)
157,0 ± 5,0 Ma
RS18 Plagioclasa (intrusivo diorítico)
157,8 ± 5,6 Ma
126
Figura 4.9. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en anfíboles de intrusivo de composición dacítica del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla (muestra DTA740). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2).
Minerales Secundarios: Edad de procesos de alteración
Plagioclasa Sericitizada
Debido al pequeño tamaño que presentan los cristales de sericita, éstos no
pudieron ser separados de los cristales huésped de plagioclasa. El análisis de
plagioclasa fuertemente sericitizada y donde la sericita representa el mineral
secundario dominante, se realizó mediante la técnica de calentamiento de granos
individuales. Aguirre et al. (1999) y Fuentes et al. (2005), han demostrado que las
edades plateau obtenidas en plagioclasa sericitizada pueden representar la edad de la
sericita en algunos casos, y que la presencia de sectores con plagioclasa no alterada
puede ser despreciable. Los granos individuales de plagioclasa sericitizada de la
muestra de roca volcánica VO31, permitieron obtener edades plateau concordantes de
157,9 ± 3,8 y 154,6 ± 2,6 Ma (Figura 4.10). Las relativamente altas y variables razones 37ArCa/39ArK muestran que los granos analizados probablemente tienen bajas
Edad
Apa
rent
e (M
a)
37A
r Ca/39
Ar K
% Ar liberado
Edad Integrada: 137,0 ± 1,2 Ma
137,4 ± 1,1 Ma (P)
DTA740 Anfíbol (intrusivo dacítico)
127
proporciones de sericita y, esto explicaría el gran rango de error observado debido a la
pequeña señal de argón identificada durante las mediciones. A pesar de estas
características, las edades mencionadas son concordantes con la edad de baja
temperatura de 153,7±1,8 Ma obtenidas en plagioclasa “fresca” de la misma muestra
(Figura 4.6).
Figura 4.10. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa sericitizada de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO31). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2).
Los granos individuales de plagioclasa sericitizada de la muestra VO148,
permitieron obtener edades plateau concordantes de 160,9±1,4 Ma y 161,2±0,9 Ma
(Figura 4.11). Estas edades son a su vez condordantes con la edad plateau de
159,9±1,0 Ma obtenidas en plagioclasa fresca de la misma muestra (Figura 4.7).
Edad
Apa
rent
e (M
a)
37A
r Ca/39
Ar K
% Ar liberado
157,9 ± 3,8 Ma (P) 154,6 ± 2,6 Ma (P) Plagioclasa fresca
VO31 Sericita en plagioclasa
128
Figura 4.11. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en plagioclasa sericitizada de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el Distrito Michilla (muestra VO148). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2).
Actinolita (asociada a la mineralización)
La muestra analizada (RL536-3) presenta actinolita en amígdalas (Figura 4.5)
sin contenido de mineralización. Sin embargo, en la mayoría de las muestras del
yacimiento donde se determinó la ocurrencia de actinolita, ésta presenta texturas de
intercrecimiento con calcosina-digenita hipógena (Figura 4.12). De acuerdo a esto se
sugiere que si bien, la actinolita no presenta una amplia ocurrencia en el yacimiento,
este mineral es cogenético con el proceso de mineralización hipógena principal de
Lince-Estefanía. Espectros de análisis EDS que se muestran en el Capítulo 3 muestran
la ocurrencia de Cu en composición en cristales de actinolita y corrobora lo antes
mencionado (Figura 3.29).
Edad
Apa
rent
e (M
a)
37A
r Ca/39
Ar K
% Ar liberado
160,9 ± 1,4 Ma (P) 161,2 ± 0,9 Ma (P) Plagioclasa fresca
Plagioclasa fresca 1 2
VO148 Sericita en plagioclasa
129
Figura 4.12. Imágenes de contraste composicional. A: Amígadala rellena con calcosina-digenita primaria (color blanco) intercrecida con cristales aciculares de actinolita (color gris oscuro). B: Amígdala rellena con calcosina-digenita primaria (color blanco) y al interior de la amígdala se observa intercrecimiento de actinolita (color gris oscuro) con clorita (color gris-negro).
Los resultados obtenidos de la muestra RL536-3 indican una edad plateau de
163,6 ± 1,9 Ma (Figura 4.13). Ésta podría ser considerada como una edad válida, sin
embargo es importante hacer mención al pequeño tamaño (<50 µm) y formas de
“agujas” de los granos analizados, y a la forma del espectro obtenida. Según estas
características, no se descarta alguna pérdida de 39Ar durante la etapa de irradiación y,
consecuentemente es posible que la edad determinada sea más antigua que la edad real.
La relación textural existente entre actinolita y calcosina-digenita permite
estimar la edad del proceso de mineralización principal de calcosina-digenita en torno
a los 164 Ma. Esto sería efectivo si se considera como cierta la edad determinada en el
mineral de alteración analizado.
A B
130
Figura 4.13. Espectro de la edad 40Ar/39Ar y de la razón 37ArCa/39ArK obtenida en actinolita de rocas volcánicas de la Formación La Negra en el yacimiento Lince-Estefanía, DM (muestra RL536-3). Las edades plateau (P) e integrada están dadas con un nivel de confidencia de dos sigma (2σ). Las edades aparentes de cada paso individual están dadas con un nivel de confidencia de 1σ (Tabla 1 - Artículo 5, Anexo 2).
4.4 – EDAD DE LA ETAPA PRINCIPAL DE MINERALIZACIÓN PRIMARIA
4.4.1 - Introducción
A partir de estudio microscópico de detalle fue posible establecer las distintas
fases mineralógicas que ocurren en el yacimiento Lince-Estefanía. La etapa de
mineralización hipógena se encuentra caracterizada, principalmente, por minerales de
sulfuros de Cu. La solución sólida calcosina-digenita y, en menor medida, la
cogenética asociación mineralógica calcosina-digenita - bornita, representan la etapa
principal de mineralización hipógena del yacimiento.
Como se ha mencionado, el método de datación Re-Os permite datar
directamente minerales sulfurados, y de esta manera, a diferencia de los otros métodos
Edad
Apa
rent
e (M
a)
37A
r Ca/39
Ar K
% Ar liberado
163,5 ± 1,9 Ma (P)
RL536-3 Actinolita (roca volcánica)
Edad integrada: 147,1 ± 3,6 Ma
131
de datación, este sistema permite conocer la edad directa de algún proceso de
mineralización. Es importante señalar que de acuerdo a los antecedentes disponibles,
es por primera vez determinada la edad de minerales de tan baja concentración de Re y
Os, tales como los datados en este trabajo de Tesis.
4.4.2 - Método analítico
Un total de 16 muestras de los sulfuros de Cu primarios del yacimiento Lince-
Estefanía, se seleccionaron para ser analizadas por la sistemática de Re-Os. La
selección de las muestras se basó en el estudio microscópico que se analiza en el
Capítulo 3. Las ubicaciones de las muestras respecto de sus posiciones estratigráficas
son observadas en la Figura 4.14.
Como se ha mencionado, el sistema de datación Re-Os y su representación en
la isócrona, no sólo permite determinar la edad de procesos de mineralización, sino
que también, permite estimar la fuente del Os en los sulfuros. Esto último será
analizado en el Capítulo 5.
Dos muestras de calcosina-digenita pura (AND327-1, AND327-2) y dos
muestras de una mezcla de calcosina-digenita (90-95%) y bornita (10-5%) (RL608-2 y
RL541-4), fueron analizadas por isotopía de Re-Os para precisar la edad del proceso
de mineralización hipógena. La estrecha relación existente entre calcosina-digenita y
bornita, las cuales forman una textura mirmequítica (Figura 4.15) hace imposible la
separación de estas dos fases para ser analizadas como especies mineralógicas
individuales. Sin embargo, debido a que ambas fases han sido definidas como co-
genéticas, su separación no es necesaria para el propósito de la determinación de la
edad del proceso de mineralización.
132
Figura 4.14. Perfil geológico esquemático que muestra la geología general del yacimiento Lince – Estefanía y la ubicación de las muestras utilizadas para establecer la sistemática de Re-Os.
133
Figura 4.15. Fotomicrografía que muestra la relación textural entre bornita (Bn) y calcosina-digenita (Cc), y el tardío intercrecimiento con hematita (Hm). Luz reflejada.
Además de las muestras mencionadas, nueve muestras formadas por la
asociación calcosina-digenita-bornita-hematita, y una muestra que contiene calcosina-
digenita-covelina-hematita, fueron también analizadas (Tabla 4.1). En estos casos,
tampoco fue posible separar los sulfuros de Cu de la hematita. De esta manera, las
muestras analizadas constituyen una mezcla ambas fases minerales (sulfuros de cobre
y hematita). Un análisis duplicado de una muestra de hematita se incluye dentro del
total de análisis realizado. De manera general, estas últimas asociaciones
mineralógicas seleccionadas (con contenido de hematita) fueron estudiadas para
evaluar: (1) la influencia de la hematita en los análisis de Re-Os; y (2) evaluar la
hematita como una fase para ser utilizada en la geocronología de Re-Os.
La totalidad de las muestras fueron envueltas en papel y reducidas a pequeños
tamaños (menores a 5 mm de diámetro) utilizando un martillo. Este procedimiento se
realizó con el propósito de minimizar el efecto de contaminación de las muestras con
los elementos del grupo del Pt. Las muestras con ocurrencia de minerales finamente
diseminados fueron además tamizados, separados por líquidos pesados (utilizando
methyl-iodide) y por separador magnético Frantz. Posteriormente, granos de sulfuros
de Cu fueron cuidadosamente seleccionados utilizando lupa binocular.
Cc
0,1 mm
Bn
Hm
Hm
134
1
2
3
4
Las muestras se analizaron de acuerdo al procedimiento descrito por Mathur et
al. (2000) y Barra et al. (2003). Entre 0,7 – 1,7 g de muestras fueron cargadas en
Carius tubes (Figura 4.16) junto con una mezcla formada por los spikes de Re (185Re)
y Os (190Os), y 16 ml de una proporción 3:1 de HNO3 (16N): HCl (10N) (aqua regia),
siguiendo el método establecido por Shirey y Walker (1995) (Figura 4.17). 3 ml de
peróxido de hidrógeno (30%) fueron agregados al Carius tube con el propósito de
sobreponerse el efecto Clauss, y así lograr una oxidación completa de las muestras,
como fue sugerido por Frei et al. (1998). Los Carius tubes fueron posteriormente
sellados (Figura 4.18), y las muestras y la solución agregada fueron calentadas en un
horno a 240ºC por un período de ~12 h. Una vez lograda la disolución total de la
muestra y la completa homogeneización de éstas (Figura 4.19), el Os fue separado de
la solución en dos procesos de destilación (Figura 4.20), de acuerdo al procedimiento
establecido por Nagler y Frei (1997). El Os fue además purificado utilizando la
técnica de microdestilación (Birck et al., 1997).
Figura 4.16. Fotografía de los elementos utilizados para cargar las muestras a analizar en Carius tube: recipientes portamuestras (1), balanza (2), papel anti-estática (3) y Carius tube (4).
135
Figura 4.17. Mezcla de las muestras con la solución de spikes de Re y Os, aqua regia y peróxido de hidrógeno (30%). Se observa el inicio de la reacción de disolución.
Figura 4.18. Fotografías que muestran proceso de sellado de los Carius tube.
136
A
Figura 4.19. Fotografía que muestra horno donde se realiza la etapa de disolución y homogeneización de la muestra (A) y Carius tube con la muestra totalmente disuelta y homogeneizada (B).
Figura 4.20. Fotografía que muestra proceso de destilación: separación del Os de la solución. El Renio queda atrapado en la solución remanente.
El Re remanente en la solución obtenida a partir del primer estado de
destilación, fue sometido a una etapa de secado-decantación y redisuelto en una
solución de 0,1N HNO3. Posteriormente el Renio fue purificado a través de dos
B
Re Os
137
estados de columnas de intercambio aniónico utilizando la resina orgánica AGI-X8
(100-200 mallas). Las columnas son inicialmente lavadas con agua purificada,
posteriormente tratadas con HNO3 8N, seguida de una etapa de neutralización donde se
utiliza HNO3 0,1N. Las muestras son cargadas en las columnas y lavadas tres veces
con HNO3 0,1N. El Renio es finalmente recuperado con una solución de HNO3 (8N).
La solución obtenida es secada, y posteriormente el mismo proceso se repite en una
segunda etapa, utilizando esta vez columnas de intercambio aniónico de menor tamaño
(Figura 4.21). Finalmente el Renio y el Osmio purificados fueron cargados en
filamentos de platino con Ba(OH)2, para promover la producción de iones termales
negativos (Heumann, 1988), y filamentos de níquel con Ba(NO3)2, respectivamente
(Figura 4.22).
Figura 4.21. Fotografìa que muestra etapa de purificación de Re a través de dos estados de columnas de intercambio aniónico.
Las muestras fueron analizadas por espectrometría de masa de ionización
termal negativa (NTIMS) (Creaser et al., 1991; Volkening et al., 1991) en un
espectrómetro de masa VG 54. Los valores de las concentraciones de Re y Os de los
blancos para muestras de baja concentración fueron 12±3 pg y 1±0,5 pg,
respectivamente. La composición isotópica de 187Os/188Os del blanco fue de 0,181 ±
0,006. La regresión de la isócrona fue calculada utilizando el programa Isoplot de
Ludwig (2001). Todos los resultados obtenidos se muestran en la Tabla 4.1 y Figura
4.23.
138
Figura 4.22. Fotografía que muestra filamento donde son cargadas las muestras, y porta-muestras del espectrómetro de masa.
4.4.3 - Resultados: Isótopos de Re-Os
Asociación calcosina-digenita y calcosina-digenita-bornita
Las concentraciones de osmio de cuatro muestras formadas por esta asociación
se encuentran en un rango entre 12 y 31 ppt, con concentraciones de renio entre 0,19 y
1,79 ppb. Los valores de las razones medidas de 187Re/188Os varían entre 75,8 y 366,8,
y aquéllos correspondientes a las razones de 187Os/188Os se encuentran en un rango
entre 1,27 y 2,08 (Tabla 4.1). Estas cuatro muestras forman una isócrona con una edad
de 160 ± 16 Ma (2σ) y una razón inicial 187Os/188Os asociada de 1,06 ± 0,09 (MSWD =
1,8) (Figura 4.23 A).
Asociación calcosina-digenita-bornita-hematita
Las concentraciones de Os y Re obtenidas para nueve muestras de esta
asociación se encuentran en un rango desde 7-26 ppt y 0,23-2,49 ppb, respectivamente.
Los valores de las razones 187Re/188Os medidas varían entre 87,6 y 773,5 y sus razones 187Os/188Os medidas se encuentran en un rango entre 0,72 y 4,93 (Tabla 4.1).
139
En el diagrama Re-Os, los valores de las muestras de esta asociación se
encuentran graficados fuera de la isócrona, y en general dos grupos diferentes de
resultados puedes ser observados (Figura 4.23 B). El primer grupo incluye tres
muestras graficadas hacia la izquierda de la isócrona (muestras Z-296-18, INT327-1 y
INT327-2). En este caso puede ser observada una pérdida de Re o ganancia de Os
comparada con la isócrona. Los valores de las razones 187Os/188Os y 187Re/188Os del
segundo grupo, varía en el mismo intervalo que aquellos que definen la isócrona, pero
sugieren una ganancia de Re o pérdida de Os (Figura 4.23 B).
Asociación calcosina-digenita – covelina – hematita
Las concentraciones de Os y Re obtenida para esta asociación son de 16 ppt y
5,06 ppb, respectivamente. La razón de 187Re/188Os es de 1883,3 y su razón de 187Os/188Os corresponde a 1,74 (Tabla 4.1). El resultado de este análisis también se
encuentra ubicado fuera de la isócrona.
Hematita
El análisis duplicado de una muestra de hematita pura muestra concentraciones
consistentes de Os de 18 ppt, pero diferentes concentraciones de Re (3,68 y 9,424
ppb). Las razones medidas de 187Re/188Os son de 1182,2 y 2934,5 y sus razones
medidas de 187Os/188Os corresponden a 0,90 y 0,91, respectivamente (Tabla 4.1). Los
resultados obtenidos indican que las razones 187Re/188Os medidas son mayores que
aquellos obtenidos para las muestras que forman la isócrona, sin embargo, las razones 187Os/188Os medidas se encuentran dentro del rango de la razón inicial calculada para
la asociación calcosina-digenita – bornita.
De manera general los análisis Re-Os realizados indican que aquellas muestras
cuyas asociaciones mineralógicas incluyen a la hematita y/o aquellas muestras con
hematita pura, no forman una isócrona entre sí. Además, ninguna de éstas forma parte
de la isócrona formada por la asociación calcosina-digenita y calcosina-digenita-
bornita. Esta característica podría confirmar las evidencias petrográficas que indican el
140
carácter pricipalmente tardío que presenta la hematita con respecto a la precipitación
de la asociación calcosina-digenita y calcosina-digenita-bornita en el yacimiento.
La edad obtenida por la isócrona de 160 ± 16 Ma (2σ), representa la edad del
principal proceso de mineralización hipógena
Tabla 4.1. Datos de Re-Os para fases minerales puras y asociaciones minerales para el yacimiento Lince – Estefanía.
Muestra Asociación mineral
Os (ppt)
Re (ppb)
187Re/188Os 187Os/188Os 187Os/188Os inicial
AND327-1 Cc 31 1.79 350,6 ± 6,7 1,97 ± 0,04 1,06 * AND327-2 Cc 15 0.89 366,8 ± 10,3 2,08 ± 0,05 1,06 * RL-541-1 Cc ± Bn 15 0.19 75,8 ± 3,8 1,27 ± 0,07 1,06 * RL-608-2 Cc ± Bn 12 0.50 260,7 ± 11,0 1,74 ± 0,09 1,06 * Z-296-18 Cc ± Bn ± Hm 22 0.62 179,6 ± 5,7 1,75 ± 0,06 1,23 INT327-1 Cc ± Bn ± Hm 24 2.30 747,1 ± 20,4 3,89 ± 0,12 1,82 INT327-2 Cc ± Bn ± Hm 26 2.49 773,5 ± 30,0 4,93 ± 0,19 2,75 Z-300 Cc ± Bn ± Hm 18 0.72 233,6 ± 7,3 1,26 ± 0,04 0,62 Z-300-1A Cc ± Bn ± Hm 15 0.40 149,1 ± 7,0 0,72 ± 0,04 0,30 RL-530 Cc ± Bn ± Hm 11 0.50 246,4 ± 9,4 1,06 ± 0,03 0,40 RL-635 Cc ± Bn ± Hm 10 0.76 464,4 ± 17,2 1,49 ± 0,05 0,25 RL-641-2 Cc ± Bn ± Hm 7 0.23 193,0 ± 13,1 0,91 ± 0,06 0,38 RL-641-4 Cc ± Bn ± Hm 16 0.25 87,6 ± 3,2 0,93 ± 0,04 0,66 RL-537-5-1 Hm 18 9.42 2934,5 ± 117,4 0,91 ± 0,03 -6,64 RL-537-5-2 Hm 18 3.68 1128,2 ± 41,6 0,90 ± 0,03 -2,03 Z-818-9 Cc ± Cv ± Hm 16 5.06 1883,3 ± 55,4 1,74 ± 0,05 -3,19
* Inicial obtenida a partir de la isócrona (Figura 4.23). Nota: Razones iniciales 187Os/188Os calculadas utilizando una edad de 160 Ma. Abreviaciones: Cc= calcosina-digenita; Bn= bornita; Hm= hematita; Cv: covelina.
141
1,0
1,2
1,4
1,6
1,8
2,0
2,2
2,4
0 100 200 300 400
187Re/188Os
187 O
s/18
8 Os
Edad = 160 ± 16 Ma187Os/188Os inicial =1,06 ± 0,09
MSWD = 1,8
A
0
2
4
6
0 1000 2000 3000 4000
187Re/188Os
187 O
s/18
8 Os
ganancia de Re o pérdida de Os
pérdida de Re o ganancia de Os
B
Figura 4.23. Diagrama Re-Os para las asociaciones minerales del yacimiento Lince-Estefanía. (A) Isócrona de cuatro puntos de la mineralización hipógena obtenida a partir de dos muestras de calcosina pura (cuadrados azules) y dos muestras de calcosina-bornita (rombos azules). (B) Análisis de Re-Os a partir de las asociaciones minerales calcosina-bornita-hematita (círculos azules), calcosina-covelina-hematita (triángulo azul) y hematita pura (círculo blanco). La isócrona de la figura A ha sido también representada como referencia (ver texto para discusión). Los datos fueron graficados utilizando Isoplot (Ludwig, 2001).
142
REFERENCIAS Aguirre, L.; Féraud, G.; Morata, D.; Vergara, M.; Robinson, D. 1999. Time interval between
volcanism and burial metamorphism and rate of basin subsidence in a Cretaceous Andean extensional setting. Tectonophysics, Vol. 313, p. 433 – 447.
Allègre, C.J.; Luck, J.M. 1980. Osmium isotopes as petrogenetic and geological tracers. Earth and
Planetary Science Letters, Vol. 48, p. 148-154. Barnes, S.J.; Naldrett, A.J.; Gorton, M.P. 1985. The origin of the fractionation of platinum-group
elements in terrestrial magmas. Chemical Geology, Vol. 53, p. 303-323. Barra, F.; Ruiz, J.; Mathur, R.; Titley, S. 2003. A Re-Os study of sulfide minerals from the Bagdad
porphyry Cu-Mo deposit, northern Arizona, USA. Mineralium Deposita, Vol. 38, p. 585-596. Birck, J.L.; RoyBarman, M.; Capmas, F. 1997. Re-Os measurements at the femtomole level in
natural samples. Geostand. Newslett., Vol. 20, p. 19-27. Brooks, C.; Hart, S.R.; Wendt, I. 1972. Realistic use of two-error regression treatments as applied to
rubidium-strontium data. Reviews of Geophysics and Space Physics, Vol. 10, p. 551-577. Creaser, R.A.; Papanastassiou, D.A.; Wasserburg, G.J. 1991. Negative thermal ion mass
spectrometer of Os, Re and Ir. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 55, p. 397-401. Espinoza, S.; Véliz, H.; Esquivel, J.; Arias, J.; Moraga, A. 1996. The cupriferous province of coastal
range, northern Chile. In Andean copper deposits: new discoveries, mineralization, styles and metallogeny (Camus, E.; Sillitoe, R.H.; Oetersen, R.; editors). Society of Economic Geologists Special Publications, Vol. 5, p. 19-32.
Fehn, U.; Teng, R.; Elmore, D.; Kubik, P.W. 1986. Isotopic composition of osmium in terrestrial
samples determined by accelerator mass spectrometry. Nature, Vol. 323, p. 707-710. Freydier, C.; Ruíz, J.; Chesley, J.T.; McCandless, T.M. 1997. Re-Os dating of sulfides from felsic
ore deposits. Geology , Vol. 25, p. 775-778. Frei, R.; Nagler, T.; Schonberg, R.; Kramers, J. 1998. Re-Os, Sm-Nd, U-Pb and stepwise lead
leaching isotope systematics in shear zone hosted gold mineralization: genetic tracing and age constraints of crustal hydrothermal activity. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 62, p. 1925-1936.
Fuentes, F.; Féraud, G.; Aguirre, L.; Morata, D. 2005. 40Ar – 39Ar dating of volcanism and
subsequent very low – grade metamorphism in a subsiding basin: example of the Cretaceous lava series from central Chile. Chemical Geology, Vol. 214, p. 157–177.
Herr, W.; Hintenberger, H.; Voshage, H. 1954. Half-life of rhenium. The Physical Review, Vol. 95,
1691 p. Heumann, K.G. 1988. Isotope dilution mass spectrometry. In Inorganic Mass Spectrometry (Adams,
F.; Gijbels, R.; Van Grieken, R.; editors). John Wiley and Sons, p. 301-376. London Kelley, S. 1995. Ar-Ar dating by laser microprobe. In: Potts P, Bowles J, Reed S, Cave M (eds)
Microprobe Techniques in the Earth Sciences. Chapman & Hall, London, 327-358. Lambert, D.D.; Foster, J.G.; Frick, L.R. 1999. Re-Os isotope geochemistry of magmatic sulfide ore
systems. Reviews in Economic Geology, Vol. 12, p. 29-57.
143
Lindner, M.; Leich, D.A.; Russ, G.P.; Bazan, J.M.; Borg, R.J. 1989. Direct determination of the half-life of 187Re. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 53, p. 1597-1606.
Losert, J. 1973. Genesis of copper mineralizations and associated alterations in the Jurassic volcanic
rocks of the Buena Esperanza mining area. Departamento de Geología, Universidad de Chile. Publicaciones, Vol. 40, 104 p.
Luck, J.M.; Allègre, C.J. 1982. The study of molybdenites through the 187Re-187Os geochronometer.
Earth and Planetary Science Letters, Vol. 61, p. 291-296. Luck, J.M.; Allègre, C.J. 1983. 187Re-187Os systematics in meteorites and cosmochemical
consequences. Nature, Vol. 302, p. 130-132. Ludwig, K.R. 2001 Isoplot /Ex version 2.49. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley
Geochronological Center Spec Publ la. Mathur, R.; Ruíz, J.; Munizaga, F. 2000. Relationship between copper tonnage of Chilean base-metal
porphyry deposits and Os isotope ratios. Geology, Vol. 28, p. 555-558. McDougall, I.; Harrison, T.M. 1999. Geochronology and thermochrnology by the 40Ar/39Ar method.
Oxford Monographs on Geology and Geophysics Nº9, Oxford University Press, New York, 212 p.
Meisel, T.; Walker, R.J.; Irving, A.J.; Lorand, J-P. 2001. Osmium isotopic compositions of mantle
xenoliths: A global perspective. Geochimica et Cosmochimica Acta , Vol. 65, p. 1311-1323. Merrihue, C.M.; Turner, G. 1966. Potasium-argon dating by activation with fast neutrons. Journal of
Geophysical Research, Vol. 71, p. 2852-2857. Mitchell, R.H.; Keays, R.R. 1981. Abundance and distribution of gold, palladium, and iridium in some
spinel and garnet lherzolites: Implications for the nature and origin of precious metal-rich intergranular components in the upper mantle. Geochimica et Cosmochimica Acta , Vol. 45, p. 2425-2442.
Moore, L.J.M.; Moody, J.R.; Barnes, I.L.; Gramich, J.W.; Murphy, T.J.; Paulsen, P.J.; Shields,
W.R. 1973. Trace determination of rubidium and strontium in silicate glass standard reference materials. Analytical Chemistry, Vol. 45, p. 2384-2387.
Morgan, J.W.; Lovering, J.F. 1967. Rhenium and osmium abundances in some igneous and
metamorphic rocks. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 3, p. 219-224. Morgan, J.W.; Wandless, G.A.; Petrie, R.K.; Irving, A.J. 1981. Composition of the earth’s upper
mantle-I. Siderophile trace elements in upper mantle nodules. Tectonophysics, Vol. 75, p. 47-67.
Nagler, T.F.; Frei, R. 1997. Plug in plug osmium distillation. Schweizerische Mineralogische und
Petrographische Mitteilungen, Vol. 77, p. 123-127. Oliveros, V.; Féraud, G.; Aguirre, L.; Fornari, M.; Morata, D. 2006. The early andean magmatic
province (EAMP): 40Ar/39Ar dating on Mesozoic volcnic and plutonic rocks from the Coastyal Cordillera, northern Chile. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 157, p. 311-330.
Oliveros, V.; Tristá-Aguilera, D.; Féraud, G.; Morata, D.; Aguirre, L.; Kojima, S.; Ferraris, F.
(2007, en prensa). Time-relationships between volcanism – plutonism – alteration -
144
mineralization in Cu-stratabound ore deposits: the Michilla district, northern Chile. A 40Ar/39Ar geochronological approach. Mineralium Deposita.
Ruíz, J.; Mathur, R. 1999. Metallogenesis in continental margins: Re-Os evidence from porphyry
copper deposits in Chile. In Applications of radiogenic isotopes to ore deposit research and exploration (Lambert, D.; Ruiz, J.; editors). Reviews in Economic Geology, Vol. 12, p. 197-204.
Russ, G.P.; Bazan, J.M.; Date, A.R. 1987. Osmium isotopic ratios measurements by inductively
coupled plasma source mass spectrometry. Analytical Chemistry, Vol. 59, p. 984-989. Scheuber, E.; González, G. 1999. Tectonics of the Jurassic-Early Cretaceous magmatic arc of the north
Chilean Coastal Cordillera (22º - 26ºS): A story of crustal deformation along a convergent plate boundary. Tectonics, Vol. 18, p. 895-910.
Scheuber, E.; Reutter, K-J. 1992. Magmatic arc tectonics in the Central Andes between 21º and 25ºS.
Tectonophysics, Vol. 205, p. 127-140. Shirey, S.B.; Walker, R.J. 1995. Carius tube digestion for low-blank rhenium-osmium analysis.
Analytical Chemistry, Vol. 67, p. 2136-2141. Shirey, S.B.; Walker, R.J. 1998. The Re-Os isotope system in cosmochemistry and high temperature
geochemistry. Annual review of Earth and Planetary Sciences, Vol. 26, p. 423-500. Smoliar, M.I.; Walker, R.J.; Morgan, J.W. 1996. Re-Os ages for Group IIA, IIIA, IVA and IVB iron
meteorites. Science, Vol. 271, p. 1099-1102. Tristá-Aguilera, D.; Ruíz, J.; Barra, F.; Morata, D.; Talavera-Mendoza, O.; Kojima, S.; Ferraris,
F. 2005. Origin and age of Cu-stratabound ore deposits: Michilla district, Northern Chile. In 6th International Symposium on Andean Geodynamics, Extended Abstracts, p. 742-745, Barcelona.
Tristá-Aguilera, D.; Barra, F.; Ruíz, J.; Morata, D.; Talavera-Mendoza, O.; Kojima, S.; Ferraris,
F. 2006. Re–Os isotope systematics for the Lince–Estefanía deposit: constraints on the timing and source of copper mineralization in a stratabound copper deposit, Coastal Cordillera of Northern Chile. Mineralium Deposita, Vol. 41, p. 99-105.
Völkening, J.; Walczyk, T.; Heumann, K.G. 1991 Osmium isotope ratio determinations by negative
thermal ionization mass spectrometry. International Journal of Mass Spectrometry and Ion Processes, Vol. 105, p. 147-159.
Walker, R.J.; Fassett, J.D. 1986. Isotopic measurement of subnanogram quantities of rhenium and
osmium by resonance ionization mass spectrometry. Analytical Chemistry, Vol. 58, p. 2923-2927.
Walker, R.J.; Morgan, J.W.; Hanski, E.J.; Smolkin, W.F. 1997. Re-Os systematics of early
Proterozoic ferropicrites, Pechenga Complex northwestern Russia: Evidence for ancient 187Os enriched plumes. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 61, p. 3145-3160.
145
CAPÍTULO 5
NATURALEZA Y ORÍGEN DE LOS FLUIDOS
5.1 - INTRODUCCIÓN
Uno de los problemas fundamentales que dificulta el entender cómo se forma
un determinado yacimiento es la incertidumbre que en general existe con respecto a las
condiciones de formación y la fuente u origen de los componentes que forman una
mena.
El análisis microtermométrico de inclusiones fluidas es una técnica no-
destructiva que ofrece una buena oportunidad para estimar las condiciones físico-
químicas, tanto de la formación primaria de un determinado cristal, como de los
procesos posteriores de deformación o recristalización. Dicha técnica analítica es
comúnmente utilizada en el estudio de procesos de formación de un yacimiento,
permitiendo así estimar las condiciones de formación de ciertos minerales que en
general, corresponden a aquéllos de alteración, asociados paragenéticamente a los
minerales de mena (e.g. cuarzo, calcita, epidota). Sin embargo, la presencia de
minerales que permitan identificar inclusiones fluidas (minerales relativamente
transparentes) o la ausencia de inclusiones, pueden llegar a ser una vital limitante para
determinar las condiciones de precipitación (e.g. Cathelineau y Nieva, 1985).
Usualmente el estudio microtermométrico de inclusiones fluidas es
acompañado por el estudio de ciertos minerales que pueden ser también utilizados
como geotermómetros. Un ejemplo de ellos lo constituye la clorita (e.g Cathelineau y
Nieva, 1985). Para que ambas técnicas analíticas (microtermometría de inclusiones
fluidas y geotermómetro de clorita) sean potencialmente complementarias, deben
realizarse en minerales que han sido reconocidos durante un estudio textural de detalle
como asociados paragenéticamente entre sí (e.g. par mineral cuarzo-clorita), y
asociados, a su vez, a los minerales de mena.
146
Los isótopos estables han jugado un rol fundamental en el estudio de
yacimientos y procesos hidrotermales (e.g. Campbell y Larson, 1998). Sin embargo, la
información obtenida a partir de ellos es mucho más útil cuando puede ser combinada
con estudios geológicos que involucren análisis de secuencia paragenética,
microtermometría de inclusiones fluidas y química de minerales. Los isótopos estables
pueden entregar información acerca de las temperaturas de precipitación de minerales
(la temperatura depende del factor de fraccionamiento entre dos minerales en
equilibrio isotópico), de la interacción agua-roca y del origen de los fuidos
hidrotermales (e.g. Campbell y Larson, 1997).
Como se menciona en el capítulo anterior, la isotopía de Re-Os permite
determinar las razones iniciales de 187Os/188Os tanto en rocas como en minerales
sulfurados. Dicha razón inicial es un indicador importante de la fuente de fluidos
formadores de yacimientos debido a que permite estimar el origen cortical o mantélico
de la fuente de los sulfuros de metales base.
El objetivo principal de este capítulo es estimar las condiciones de
precipitación de los minerales de mena y el origen de los fluidos hidrotermales. Para
ello se realizó una recopilación de los datos obtenidos a partir de estudios de
inclusiones fluidas de los yacimientos estratoligados de Cu de la Cordillera de la Costa
del Norte de Chile y, en particular de los yacimientos Buena Vista y Lince-Estefanía
del Distrito Michilla (Tristá-Aguilera, 2001; Kojima et al., 2003). Estos datos fueron
complementados con el análisis de geotermómetro de clorita realizado en el
yacimiento Lince-Estefanía. Además se realizó estudios de isotopía de S y de Re-Os
(utilizando la razón inicial 187Os/188Os) en los sulfuros de Cu primarios de dicho
yacimiento.
5.2 - ANTECEDENTES ACERCA DEL ESTUDIO DE INCLUSIONES
FLUIDAS EN LOS YACIMIENTOS ESTRATOLIGADOS DE Cu
Como se ha mencionado, el origen de los fluidos hidrotermales formadores de
los yacimientos estratoligados de Cu del Norte de Chile ha sido materia de estudio
147
desde hace varias décadas. El análisis de inclusiones fluidas ha permitido estimar,
principalmente, los rangos de temperatura mínima de formación de los yacimientos (a
partir de inclusiones sin evidencias de proceso de ebullición durante su atrapamiento)
mediante la determinación de la Tº de homogeneización de inclusiones en minerales de
alteración (e.g. cuarzo, calcita, yeso, etc), y la salinidad de los fluidos que les dieron
lugar.
En este contexto, es importante señalar la necesidad de indicar siempre cuál es
la relación paragenética que existe entre los minerales de alteración analizados y
aquellos minerales de mena a los que se asocian. Esta característica es fundamental, no
sólo para estimar las condiciones de formación de un yacimiento, sino que también,
para entender su historia evolutiva, permitiendo responder preguntas tales como: (1)
¿las condiciones físico-químicas que se estiman a partir del análisis de inclusiones
fluidas son aquellas que representan el proceso geológico que necesitamos entender?;
(2) ¿pueden éstas entregarnos información acerca de procesos de mineralización
principal?; (3) ¿tales condiciones reflejan procesos tempranos o tardíos dentro de la
formación de un yacimiento?
El yacimiento estratoligado de Cu Buena Esperanza, ubicado al sur de la
Ciudad de Tocopilla, ha sido uno de los yacimientos más estudiados dentro de los de
su tipo. Estudios de inclusiones fluidas realizados en cristales de cuarzo y calcita
asociados a minerales metálicos (no se especifica cuáles), indican temperaturas de
homogeneización hacia la fase líquida (lo cual sugiere ausencia de evidencias de
ebullición) en un rango principal entre 195ºC y 112ºC. Las temperaturas de
homogeneización más altas se encuentran en un rango entre los 235ºC y 120ºC para
inclusiones en cuarzo, mientras que aquellas presentes en calcita, el rango de
temperatura de homogeneización está entre los 140ºC y 112ºC (Nisterenko et al.,
1974). Estos mismos autores determinan una temperatura de formación menor que
40ºC en inclusiones monofásicas (líquidas) presentes en cristales de yeso. Esta
característica sugiere un estado muy tardío para la formación del yeso respecto de la
mineralización sulfurada de Cu de dicho yacimiento (e.g. Espinoza et al., 1996).
148
En contraste, Palacios (1990) establece en inclusiones fluidas trifásicas de
cristales de cuarzo asociados al estado medio de la alteración hidrotermal de Buena
Esperanza, una temperatura de homogeneización entre 440-495ºC y salinidades altas
(entre 52-56 % wt equiv. NaCl). La termometría de inclusiones fluidas en cuarzo
asociado al estado más tardío de la alteración, y el cual habría ocurrido de manera
contemporánea con la intrusión de un cuerpo de composición gábrica, sugiere
temperaturas de formación en un rango entre 460ºC y 500ºC y salinidades entre 54 y
59 % wt equiv. NaCl. En este caso tampoco se hace referencia a la existencia de
evidencias de ebullición (coexistencia de inclusiones fluidas ricas en la fase líquida
con inclusiones fluidas ricas en la fase vapor).
Los únicos antecedentes respecto al estudio de inclusiones fluidas en el DM
han sido obtenidos a partir de los yacimientos Lince-Estefanía y Buena Vista. El
estudio de inclusiones fluidas realizado en el yacimiento Lince-Estefanía (Astudillo,
2001; Kojima et al., 2003) en cristales de cuarzo y calcita y con evidencias de
ebullición indican un rango principal de temperatura de homogeneización entre 200º-
380ºC y de salinidades entre 9 – 17 % wt equiv. NaCl. Por su parte, análisis de
inclusiones fluidas bifásicas (L+V) sin evidencias de ebullición, en cristales de cuarzo
paragenéticamente asociados a sulfuros de Cu primarios (calcosina-digenita y bornita)
del yacimiento estratoligado de Cu Buena Vista (Distrito Michilla), indican un rango
de temperatura mínima de formación entre 214º y 360ºC (principalmente en un rango
entre 220ºC y 300ºC) y salinidades moderadas entre 16 y 21% wt equiv. NaCl (Tristá-
Aguilera, 2001; Kojima et al., 2003).
Por último, en el yacimiento Mantos Blancos, tradicionalmente considerado
como tipo estratoligado de Cu, estudios de inclusiones fluidas con evidencias de
ebullición, indican una temperatura de formación entre 450º-460ºC y 350º-410ºC, y
salinidades entre 3-53 % wt equiv. NaCl y 13-45 % wt equiv. NaCl para los eventos de
alteración potásica y sódica, respectivamente (Ramírez et al., 2006). Según estos
autores, las etapas de alteración mencionadas se encontrarían paragenéticamente
asociadas a feld-K, cuarzo, turmalina, biotita-clorita, magnetita, calcopirita, digenita, y
149
en menor medida pirita, para el caso de la alteración potásica, y a albita, hematita,
pirita, calcopirita y digenita, para el caso de la alteración sódica.
5.3 - CONDICIONES DE PRECIPITACIÓN DE MINERALES DE
ALTERACIÓN (GEOTERMÓMETRO DE CLORITA)
5.3.1 - Geotermómetro de Clorita
En general, los filosilicatos pueden ser utilizados para estimar las condiciones
P-T-X de precipitación. Los minerales del grupo de la clorita (de aquí en adelante
definido como clorita), son uno de los filosilicatos más abundantes en ambientes
geológicos, y constituyen uno de los principales componentes de una gran variedad de
rocas, incluyendo, sedimentarias, metamórficas y aquellas alteradas hidrotermalmente.
La clorita ha sido reconocida en diferentes tipos de depósitos hidrotermales formando
el constituyente principal de paragénesis propilíticas definidas en pórfidos cupríferos
y, en general, forma parte fundamental de las paragénesis de alteración de yacimientos
metálicos (e.g. Cathelineau y Nieva, 1985, Kranidiotis y MacLean, 1987).
En la estructura ideal de la clorita se alternan regularmente una lámina 2:1,
conocida también como tipo “talco” (formada por dos capas tetraédricas separadas por
una capa octaédrica), de carga negativa, con una capa octaédrica tipo “brucita” de
carga positiva. Dicha estructura admite una gran variabilidad química que deriva de la
posibilidad de sustituciones en la capa tetraédrica, acompañada por diversos tipos de
sustituciones en ambas capas octaédricas. Su fórmula cristaloquímica ha sido sugerida
ser la siguiente (e.g. De Caritat et al., 1993):
(5.1)
donde, u+y+z = 6; z = (y-w-x)/2; w generalmente es igual a cero o tiende a cero; R2+
representa a Mg2+ o Fe2+; R3+ corresponde a Al3+ o Fe3+; y representa el sitio vacante
( ) ( ) ( )wwIV
xxVI
zyu OHOAlSiRR −+−++
810432
150
en la fórmula estructural. Los sitios octaédricos (representados por VI) son
distinguidos de los sitios tetraédricos (representados por IV) en esta fórmula general.
En la fórmula estructural de la clorita no están representados una serie de
elementos, tales como Cr, Ti, Ni, Mn, V, Cu, y Li, que normalmente ocurren en
cantidades menores en el sitio octaédrico. La presencia de estos elementos, junto con
sus constituyentes mayores (Mg, Fe2+, Fe3+, Al y Si), contribuyen a que este mineral se
presente en la naturaleza con una amplia variedad composicional. Esta característica ha
demostrado que la clorita es potencialmente dependiente de su temperatura de
formación (e.g. McDowell y Elders, 1980; Cathelineau y Nieva, 1985; Kranidiotis y
MacLean, 1987; Cathelineau, 1988) y, por lo tanto, dicho mineral podría ser utilizado
como un buen geotermómetro (Cathelineau, 1988) de procesos de alteración
hidrotermal y de metamorfismo de bajo grado (Bevins et al., 1991). Esta cualidad ha
permitido establecer no sólo condiciones físico-químicas de formación de la clorita
como un producto de distintos procesos geológicos, sino que también ha permitido
estimar rangos de temperatura de formación de minerales de mena, relacionados
espacial y texturalmente a ella (Cathelineau y Nieva, 1985).
El geotermómetro de clorita ha sido establecido por Cathelineau y Nieva
(1985) en un estudio realizado en el sistema geotermal Los Azufres (México), basado
en sistemas de regresión lineal. Los coeficientes de correlación entre los constituyentes
químicos y la temperatura de formación sugieren que los contenidos de AlIV y FeVI se
correlacionan positivamente, mientras que la vacancia (Vacancia =6 - ∑VI) se
correlaciona de una manera negativa y los contenidos de Mg y AlVI son pobremente
correlacionados, con la temperatura. La expresión lineal obtenida por estos autores está
dada por la siguiente ecuación: T= -61,92+321,98 AlIV, donde el AlIV parece ser un
valor independiente de la litología.
Varios estudios (e.g. Bevins et al., 1991; De Caritat et al., 1993), han
demostrado que el empírico geotermómetro de Cathelineau y Nieva (1985) tiene que
ser aplicado cuidadosamente a cloritas que se han formado bajo otras condiciones
distintas de aquellas formadas en campos geotermales. De Caritat et al. (1993)
151
demostraron que la composición de la clorita no sólo depende de la temperatura, sino
que también depende de los minerales con los que coexiste, de la composición de la
roca de caja y de la mineralogía primaria. Estos factores influirían en la
sobreestimación o subestimación de los resultados. Sin embargo, Bevins et al. (1991)
platean que si el método de Cathelineau y Nieva (1985) es usado para determinar las
condiciones de formación de cloritas en escenarios similares, los resultados pueden ser
muy satisfactorios.
No obstante lo anterior, es importante señalar las distintas modificaciones que
han sido realizadas a la ecuación de Cathelineau y Nieva (1985) y Cathelineau (1988)
para obtener la Tº indicada. Kranidiotis y MacLean (1987) propusieron la siguiente
modificación considerando la relación Fe/Fe+Mg, y utilizaron la siguiente corrección:
(5.2)
la temperatura entonces puede deducirse a partir de la relación:
(5.3)
Jowett (1991) realizó una normalización de Fe/(Fe+Mg) sobre la base de la
composición química de las cloritas de Los Azufres (México) y propuso la siguiente
corrección:
(5.4)
que permite el cálculo de la temperatura de formación de clorita a partir de la
relación:
(5.5)
( )[ ]MgFeFeAlAl IVM
IVC ++= /7,0
18106 += IVCAlT
( )[ ]MgFeFeAlAl IVM
IVC ++= /1,0
69319 −= IVCAlT
152
En el presente trabajo se han realizado los cálculos para los tres
geotermómetros mencionados. Sin embargo, se considera como una mejor
aproximación de las condiciones de temperatura de formación de la clorita, de acuerdo
a la complemantación con análisis de inclusiones fluidas, la aplicación del
geotermómetro de Cathelineau y Nieva (1985) y Cathelineau (1988). Este fue utilizado
en cloritas asociadas texturalmente con los sulfuros de Cu y con valores Xc en el rango
entre 0,8 y 1. De esta manera es posible determinar las temperaturas de formación de
las cloritas e inferir el rango de temperaturas de formación de los sulfuros de Cu.
5.3.2 - Resultados
Los resultados obtenidos a partir de los geotermómetros de clorita de
Kranidiotis y MacLean (1987), Cathelineau (1988) y Jowett (1991) pueden ser
observados en la Tabla 2 de Anexo 1. Los datos utilizados para determinar las Tº de
formación de las cloritas corresponden a un total de 9 y, considera aquellos análisis
cuyos resultados de la sumatoria de óxidos mayores, valores Xc y Σcat son
químicamente correctos.
El rango de temperatura de formación de las cloritas (clinocloro de 9 análisis)
asociadas textural y paragenéticamente con los sulfuros de Cu primarios, calcosina-
digenita y bornita, permiten inferir un rango de temperatura de precipitación para estos
sulfuros primarios entre 230ºC y 299ºC ºC, según el geotermómetro de Cathelineau
(1988), y entre 231ºC y 299ºC, según el geotermómetro de Jowet (1991). Un rango de
temperatura bastante menor es estimado para la precipitación de los sulfuros de Cu
(entre 139ºC y 160ºC) a partir del geotermómetro de clorita de Kranidiotis y MacLean
(1987). En este sentido, es importante señalar que la estimación de la temperatura de
precipitación, según Cathelineau (1988) y Jowet (1991) coinciden, en parte, con el
rango de temperatura estimada, según estudio de inclusiones fluidas, para la formación
de los sulfuros primarios en el yacimiento Lince-Estefanía (200º-380ºC; Astudillo,
2001, Kojima et al., 2003). Además, el rango de temperatura mencionada coincide
también con el rango temperatura de homogeneización obtenida en inclusiones fluidas
analizadas en cuarzo paragenéticamente asociado a los sulfuros de Cu primarios del
153
yacimiento estratoligado de Cu Buena Vista (DM) (220ºC y 300ºC; Tristá-Aguilera,
2001, Kojima et al., 2003).
Los antecedentes planteados permiten sugerir que los rangos de temperaturas
obtenidos en inclusiones fluidas y geotermómetro de clorita son consistentes y, en
efecto, constituyen la mejor aproximación de la temperatura de precipitación de los
sulfuros de Cu primarios determinados en Lince-Estefanía y yacimientos similares
dentro del distrito (e.g. Buena Vista).
5.4 - RAZÓN ISOTÓPICA INICIAL 187OS/188OS Y COMPOSICIÓN
ISOTÓPICA DE S.
5.4.1 - Isotopía de 187Os/188Os
En el Capítulo 4 se ha explicado de manera detallada los principios
fundamentales de la geoquímica del sistema Re-Os. La característica más importante
de este sistema está dada por el comportamiento calcófilo que tienen tanto el Re como
el Os en la naturaleza. Sin embargo, ambos elementos presentan entre sí una marcada
diferencia en su comportamiento químico durante los procesos de fusión del manto.
Esta característica ha permitido considerar al sistema Re-Os como una importante
herramienta que permite precisar la fuente de los metales mediante una comparación
entre las razones iniciales 187Os/188Os de los minerales analizados con aquellas de
probable origen mantélico o cortical.
En este estudio la razón inicial 187Os/188Os de la isocrona de calcosina-digenita
y calcosina-digenita-bornita obtenida para una edad de la mineralización de 160 ± 16
Ma del yacimiento Lince-Estefanía, es de 1,06 ± 0,09. Este valor es mucho más
radiogénico que el valor de referencia de los condritos (187Os/188Os = 0,1259), para
esta edad, e indica una marcada componente cortical para el origen del Os y, por
inferencia, para el origen del Cu contenido en los sulfuros primarios. Las razones
iniciales calculadas para una edad de 160 Ma del resto de las asociaciones
mineralógicas analizadas, pueden ser observadas en la Tabla 4.1, pero de acuerdo a los
154
antecedentes planteados en el Capítulo 4, dichos valores no tendrían ningún
significado geológico.
En la sistemática del Re-Os, la composición isotópica de rocas y minerales
pueden ser comparadas también con el reservorio condrítico uniforme (CHUR:
chondritic uniform reservoir), pero debido a las grandes diferencias existentes entre
ellas, la diferencia relativa es expresada como γOs en partes por 100. El cálculo de la
composición isotópica (γOs) de las muestras que forman la isócrona de 160 ± 16 Ma, se
obtiene considerando el CHUR como el reservorio de referencia (187Os/188OsCHUR =
0,1259), asumiendo la edad de la Tierra de 4,558x109 Ma y una constante de
desintegración del 187Re de 1,666x10-1 años-1 (Smoliar et al., 1996). La ecuación 5.6
permite determinar la razón 187Os/188Os del CHUR:
(5.6)
donde: t = 160 Ma λ = 1,666 x 10-11
entonces; (187Os/188Os)tCHUR = 0,1259
Posteriormente la composición isotópica de Os es obtenida a partir de:
(5.7)
Las muestras que forman la isócrona son: AND327-1, AND327-2, RL-541-1 y
RL-608-2. Los valores de las razones 187Os/188Os medidos se observan en la Tabla 4.1.
De acuerdo a esto, la composición isotópica de Os (γOs) de las muestras corresponden
a +721,4, +774,5, +748,0 y +729,3, respectivamente. Es necesario tener en cuenta que
para este cálculo se han considerado los valores enteros (sin sus correspondientes
errores), tanto de las razones medidas 187Re/188Os como 187Os/188Os. Los resultados
( ) ( )tCHUR
t eeOsOs λλ −×+= × )1056,4(188187 9
40076,09600,0/
⎥⎦
⎤⎢⎣
⎡−×= 1
//10 188187
1881872t
CHURtmuestra
t
OsOsOsOsOsγ
155
obtenidos indican el carácter radiogénico del Os contenido en los sulfuros y corrobora
su origen cortical sugerido.
5.4.2 - Composición Isotópica de S
Los metales pesados se encuentran como sulfuros en la mayoría de los
depósitos de mena metálicos. Aún en yacimientos donde los minerales de mena no
corresponden a sulfuros, (e.g. oro, cobre nativo), los minerales sulfurados se
encuentran típicamente asociados con los minerales de mena. En un yacimiento, el
azufre no tiene necesariamente la misma historia evolutiva que el resto de los
componentes (e.g. metales, Cl, C, y agua) en los fluidos formadores de mena y ésta es
una característica que se debe considerar. Por ejemplo, el azufre correspondiente a
algún fluido formador de mena pudo haber tenido un SO2 de origen magmático,
mientras que el H2O pudo ser de origen meteórico.
A pesar de lo mencionado, los estudios realizados indican que la geoquímica
del azufre en los yacimientos a través de la aplicación de isótopos de S ha llegado a ser
una herramienta fundamental en el conocimiento del origen de un yacimiento (Ohmoto
y Goldhaber, 1997). Dos tipos de información pueden ser obtenidas a partir del uso de
datos isotópicos de S. Uno de ellos es la relación isotópica (factor de fraccionamiento
isotópico) de una fase mineral entre minerales que coexisten (que presumiblemente se
depositaron de manera contemporánea) y, el otro es el valor isotópico (δ34S). Las
relaciones isotópicas entre una variedad de minerales en un yacimiento, especialmente
relaciones de equilibrio o desequilibrio, ayudan a precisar: (1) temperatura de
mineralización; (2) mecanismos de depósito de sulfuros, sulfatos y metales en un
yacimiento; (3) química de los fluidos formadores de mena, tal como la concentración
de H2S y ∑ SO42-; y (4) duración de los procesos formadores de mena. El valor de la
composición isotópica de S (δ34S) de un mineral individual, permite precisar o
interpretar el origen del S en un yacimiento (Ohmoto y Goldhaber, 1997).
El factor de fraccionamiento isotópico del S entre dos especies que coexisten
puede ser fácilmente calculado (Ohmoto y Goldhaber, 1997) y posteriormente
156
interpretado. Sin embargo, la coexistencia de especies mineralógicas a partir de las
cuales se pueda obtener información útil no siempre es observada en un yacimiento.
En este caso, el uso de los datos isotópicos de S se limita a la determinación de la
composición isotópica de una fase mineral. Este es el caso del yacimiento Lince-
Estefanía.
Las especies con contenido de S que ocurren de manera natural incluyen azufre
nativo, minerales sulfatados y sulfurados, H2S y SO2 gaseoso y un rango de iones de S
oxidados y reducidos en solución. La variación de la composición isotópica de S de
algunos de los principales tipos de roca, pueden ser observados en la Figura 5.1.
Existen tres tipos principales de reservorios con una δ34S bien definida (Campbell y
Larson, 1998): (1) S derivado del manto con valores de δ34S cercanos a 0 ‰ (0 ± 3‰)
(Chaussidon y Lorand, 1990); (2) S de agua de mar con un valor actual de δ34S de ≈
+20 ‰, con variados valores en el pasado, y (3) S sedimentario fuertemente reducido,
con valores de δ34S muy negativos, generalmente ubicados entre 0 y -30 ‰ (Ohmoto
y Rye, 1979).
La mejor estimación de la δ34S del manto primitivo relativo al estándar CDT
(Canon Diablo iron meteorite) es +0,5 ‰ (Chaussidon et al., 1989). Este es un valor
levemente pero significantemente diferente al de los meteoritos condríticos (0,2 ± 0,2
‰). Los valores del MORB, indicativos de un manto deprimido, se encuentran en un
estrecho rango de δ34S = +0,3 ± 0,5 ‰ (Sakai et al., 1984). Las rocas volcánicas de
arcos de islas tienen un amplio rango de composición isotópica (-0,2 a +20,7 ‰; Ueda
y Sakai, 1984; Woodhead et al., 1987). Las rocas graníticas presentan también una
composición isotópica muy variable (-10 a +15 ‰, Coleman, 1977) y muestran un
amplio rango comparado con los valores promedios establecidos para la corteza
continental (δ34S= +7,0 ‰, Chaussidon et al., 1989).
Los depósitos de mena en los cuales los sulfuros presentan valores de δ34S
cercanos a “cero” fueron interpretados por varias décadas como formados a partir de
fluidos magmáticos. Sin embargo, con el aumento en el conocimiento de los
157
mecanismos de fraccionamiento isotópico de distintos escenarios geológicos, las
interpretaciones acerca del origen del S han aumentando su complejidad (Ohmoto y
Rye 1979).
Los valores de δ34S de la mayoría de las rocas ígneas se encuentran en un rango
de 0‰ ± 5‰ (Ohmoto y Rye 1979). En muchas áreas estos valores son similares a
aquellos de los sulfuros y/o sulfatos de la roca de caja. Esto sugiere que proporciones
considerables del S de las rocas ígneas pudieron ser obtenidas a partir del magma
desde el cual se formó la roca huésped (Ohmoto y Goldhaber 1997). Lo mismo puede
suceder con los valores de la δ34S de los fluidos formadores de mena.
Figura 5.1. Composición isotópica de S (δ34S ‰) de los principales reservorios naturales de S. Tomado de Rollinson et al. (1994).
Técnica analítica
El azufre tiene cuatro isótopos estables, 32S, 33S, 34S y 36S, con abundancias
naturales aproximadas de 95,02%, 0,75%, 4,21% y 0,02%, respectivamente. Para el
cálculo de la composición isotópica se considera la razón de los dos isótopos más
158
3
32
34
32
34
32
34
34 10×
⎥⎥⎥⎥⎥
⎦
⎤
⎢⎢⎢⎢⎢
⎣
⎡
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛
⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛−⎟⎟
⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛
=
std
stdspl
SS
SS
SS
Sδ
abundantes, 34S/32S. La razón 34S/32S de un determinado compuesto es convertido a
δ34S en por mil (‰) mediante la siguiente ecuación:
(5.8)
donde: stdS
S⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛32
34
= 34S/32S del estándar utilizado
splS
S⎟⎟⎠
⎞⎜⎜⎝
⎛32
34
= 34S/32S de la muestra
El estándar internacional utilizado para los isótopos de S corresponde al valor
medido de la razón 34S/32S = 0,0450045 (Ault y Jensen, 1963) del S de troilita (FeS)
del Meteorito Cañón Diablo.
Los métodos convencionales para determinar la composición isotópica de S de
los sulfuros, contemplan la reacción de éstos con ciertos agentes oxidantes, tales como
O2, CuO o V2O5, para producir SO2 gas. El valor de la razón 34S/32S en el SO2 de la
muestra analizada es medido con un espectrómetro de masa. Los valores de la
composición isotópica de S son entregados relativos al estándar internacional.
Para el desarrollo de este trabajo, se analizaron 7 muestras de sulfuros
primarios, dos muestras de calcosina, cuatro muestras de la asociación
calcosina+bornita y se consideró además una muestra de calcopirita. Los análisis se
realizaron en el Departamento de Geociencias de la Universidad de Arizona, EUA. Las
muestras fueron envueltas en papel y reducidas a pequeño tamaño con martillo, y
posteriormente purificadas. La técnica de análisis utilizada consideró la reacción de las
muestras con V2O5 utilizando un analizador elemental (Costech) acoplado al
159
espectrómetro de masa. Las razones isotópicas 34S/32S fueron medidas utilizando un
espectrómetro de masa de flujo de gas continuo (Finnigan Delta PlusXL). Los
estándares internacionales utilizados correspondieron a OGS-1 y NBS123. Además se
utilizó otros materiales sulfurados y sulfatados como estándares que han sido
comparados con diferentes laboratorios. Se realizó una calibración lineal en un rango
desde -10 a +30 ‰ con una precisión de ± 0.15 ‰ (1σ).
Resultados
Los resultados obtenidos a partir de las mediciones de las razones 34S/32S de
siete muestras de minerales sulfurados de Cu y Cu-Fe, convertidas a valor de
composición isotópica de S (δ34S ‰), se observan en la Tabla 5.1.
Tabla 5.1. Composición isotópica de S de sulfuros de Cu del yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla, Norte de Chile. Mineral: cc-bn: calcosina-digenita-bornita, cc: calcosina-digenita, cpy: calcopirita. Muestra Mineral δ34S ‰ RL-641-2-1 cc-dg-bn +0,1 RL-641-2-2 cc-dg-bn +0,4
INT327-1 cc-dg-bn -1,5 INT327-2 cc-dg-bn -1,0 Z-300-16 cc-dg -0,3
AND327-2 cc-dg -1,6 N333-CPY cpy 0,0
Las composiciones isotópicas obtenidas son muy homogéneas y sugieren una
fuente magmática única para el S contenido en los sulfuros de Cu primarios del
yacimiento Lince-Estefanía. Un origen magmático para el S contenido en los sulfuros
de Cu de los yacimientos estratoligados de Cu, ha sido también sugerido por varios
autores (e.g. Vivallo y Henríquez, 1998, Ramírez et al., 2006).
REFERENCIAS Astudillo, J. 2001. Caracterización físico-química de los fluidos hidrotermales y paragénesis de la
mineralización del yacimiento Susana-Lince-Estefanía, Distrito Minero Carolina de Michilla,
160
Segunda Región, Antofagasta, Chile. Memoria de Título (Inédito). Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, 69 p. Antofagasta.
Ault, W.V.; Jensen, M.L. 1963. Summary of sulfur isotope standards. In Biogeochemistry of sulfur
isotopes (Jensen, M.L.; editor). National Science Foundation Symposium Proceedings, Yale University, p. 16-29.
Bevins, R.E.; Robinson, D.; Rowbotham, G. 1991. Compositional variations in mafic phyllosilicates
from regional low grade metabasites and application of chlorite geothermometer. Journal of Metamorphic Geology, Vol. 9, p. 711-721.
Campbell, A.R.; Larson, P.B. 1998. Introduction to stable isotope applications in hydrotermal system.
In Techniques in hydrothermal ore deposits geology (Richards, J.P.; Larson, P.B.; editors). Reviews in Economic Geology, Vol. 10, p. 173-193.
Cathelineau, M. 1988. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. Clay
Minerals, Vol. 23, p. 471-485. Cathelineau, M.; Nieva, D. 1985. A chlorite solid solution geothermometer. The Los Azufres (Mexico)
geothermal system. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 91, p. 235-244. Chaussidon, M.; Albarede, F.; Sheppard, S.M.F. 1989. Sulfur isotope variations in the mantle from
ion microprobe analyses of micro-sulphide inclusions. Earth and Planetary Science Letters,Vol. 92, p. 144-156.
Chaussidon, M.; Lorand, J.P. 1990. Sulphur isotope composition of orogenic spinel lherzolite massifs
from Ariege (NE Pyrenees, France): An ion microprobe study. Geochimica et Cosmochimica Acta,Vol. 54, p. 2835-2846.
Coleman, M.L. 1977. Sulphur isotopes in petrology. Journal of the Geological Society of London, Vol.
133, p. 593-608. De Caritat, P.; Hutcheon, I.; Walshe, J.L. 1993. Chlorite geothermometry: a review. Clays and Clay
Minerals, Vol. 41, p. 219-239. Espinoza, S.; Véliz, H.; Esquivel, J.; Arias, J.; Moraga, A. 1996. The cupriferous province of coastal
range, northern Chile. In Andean copper deposits: new discoveries, mineralization, styles and metallogeny (Camus, E.; Sillitoe, R. H.; Oetersen, R.; editors). Society of Economic Geologists Special Publications, Vol. 5, p. 19-32.
Jowett, E.C. 1991. Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer.
GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting, Programs with Abstracts 16: A62. Kojima, S.; Astudillo, J.; Rojo, J.; Tristá, D.; Hayashi, K. 2003. Ore mineralogy, fluid inclusion, and
stable isotopic characteristics of stratiform copper deposits in the coastal Cordillera of northern Chile. Mineralium Deposita,Vol. 38, p. 208-216.
Kranidiotis, P.; MacLean, W.H. 1987. Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive
sulfide deposit, Matagami, Quebec. Economic Geology, Vol. 82, p. 1898-1911. McDowell, S.D.; Elders, W.A. 1980. Authigenic layer silicate minerals in borehole Elmore 1, Salton
Sea geothermal field, California. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 74, p. 293-310.
Nisterenko, G.V.; Losert, L.; Chávez, L.; Naumov, V.B. 1974. Temperaturas y presiones de
formación de algunos yacimientos cupríferos de Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 1, p. 74-84.
161
Ohmoto, H.; Rye, R.O. 1979. Isotopes of sulfur and carbon. In Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits (Barnes, H.L.; editor). John Wiley & Sons, p. 509-567. New York.
Ohmoto, H.; Goldhaber, M.B. 1997. Sulfur and carbon isotopes. In Geochemistry of Hydrothermal
Ore Deposits (Barnes, H.L; editor: Third edition. John Wiley & Sons, p. 517-612. New York. Palacios, C. 1990. Geology of the Buena Esperanza copper-silver deposit, northern Chile. In
Stratabound ore deposits in the Andes (Fonboté, L.; Amstutz, G.C.; Cardozo, M.; Cedillo, E.; Frutos, J.; editors). Society for Geology Applied to Mineral Deposits, Special Publication, No. 8, Springer-Verlag, p. 313-318.
Ramírez, L.; Palacios, C.; Townley, B.; Parada, M.; Sial, A.N.; Fernández, J.L.; Gimeno, D.;
García, M.; Lehmann, B. 2006. The Mantos Blancos copper deposit: An upper Jurassic breccia-style hydrothermal system in the Coastal Range of northern Chile. Mineralum Deposita, Vol. 41, p. 246-258.
Sakai, H.; Des Maris, D.J.; Ueda, A.; Moore, J.G. 1984. Concentrations and isotope ratios of carbon,
nitrogen and sulfur in ocean-floor basalts and volcanic gases at Kilauea volcano, Hawaii. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 48, p. 2433-2441.
Smoliar, M.I.; Walker, R.J.; Morgan, J.W. 1996. Re-Os ages for Group IIA, IIIA, IVA and IVB iron
meteorites. Science, Vol. 271, p. 1099-1102. Tristá-Aguilera, D. 2001. Mineralización y microtermometría de inclusiones fluidas en yacimientos
cupríferos de la Cordillera de la Costa, entre los 22º04’- 22º44’ Latitud Sur, II Región de Antofagasta, Chile. Memoria de Título (Inédito), Universidad Católica del Norte, Departamento de Ciencias Geológicas, 110 p. Antofagasta.
Ueda, A.; Sakai, H. 1984. Sulfur isotope study of quarternary volcanic rocks from the Japanese Islands
Arc, Geochemica et Cosmochimica Acta, Vol. 48, p.1837-1848. Vivallo, W.; Henríquez, F. 1998. Génesis común de los yacimientos estratoligados y vetiformes de
cobre del Jurásico Medio a Superior en la Cordillera de la Costa, Región de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 25, p. 199-228.
Woodhead, J.D.; Harmon, R.S.; Fraser, D.G. 1987. O, S, Sr and Pb isotope variations in volcanic
rocks from the Northern Mariana Islands: implications for crustal recycling in intra-oceanic arcs. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 83, p. 39-52.
162
163
CAPÍTULO 6
DISCUSIÓN
6.1 - RELACIÓN TEMPORAL VOLCANISMO - INTRUSIÓN -
MINERALIZACIÓN - ALTERACIÓN
Los yacimientos definidos como estratoligados de Cu del Norte de Chile, entre
los 22º - 26º Lat Sur, se encuentran alojados, principalmente, en la secuencia volcánica
de la Formación La Negra. A pesar de la alteración que en general presentan las rocas
de esta unidad, dataciones recientes realizadas por el método 40Ar-39Ar en plagioclasa,
obtenidas a partir de distintas localidades, entre las ciudades de Arica y Antofagasta,
han permitido precisar mejor el rango de edad del proceso magmático que les dio lugar
(Oliveros, 2005; Oliveros et al., 2006; Oliveros et al., 2007 (Artículo 5, Anexo 2,)).
Oliveros et al (2006) demuestran que las edades plateau obtenidas a partir de cristales
separados de plagioclasa fresca de la Formación la Negra, representarían
probablemente la edad del emplazamiento de dicha secuencia volcánica y sugieren así
un rango de edad principal entre los 165 y los 150 Ma para dicho proceso. Las edades 40Ar-39Ar referidas en este trabajo de 159,9 ± 1,0 Ma (VO148) y la edad mini-plateau
de alta temperatura de 163,6 ± 1,8 Ma (VO31), correspondientes a fracciones de
plagioclasa no alteradas, son cocordantes con el rango de edad mencionado por
Oliveros et al., 2006. Es importante mencionar que es desconocida la correlación
estratigráfica entre la ubicación de las muestras de rocas volcánicas presentadas en este
trabajo (VO148 y VO31) y la ubicación del yacimiento Lince-Estefanía dentro de la
secuencia volcánica y, por lo tanto, estas dichas edades no representan precisamente la
edad de la sección de la Formación La Negra estudiada.
Las edades 40Ar-39Ar mencionadas indican un rango bastante más joven que
aquella edad de 186,5 ± 13,6 Ma (2σ, MSWD=4,2) obtenida por Rb-Sr (RT) (Rogers y
Hawkesworth, 1989) en áreas cercanas a la ciudad de Tocopilla. Según estos últimos
autores, las muestras utilizadas corresponderían a ejemplares completamente frescos.
Sin embargo, Oliveros et al., 2006 establece que el grado de alteración de las rocas en
164
dicho sector sería lo suficientemente alto como para generar disturbio en el sistema
Rb/Sr en roca total. En este contexto, es posible considerar como imprecisa la edad
determinada para la secuencia volcánica por el método Rb-Sr. Una edad U-Pb en
circón, de 193 ± 0,6 Ma fue obtenida por Gelcich et al (2004) para la base de la
Formación La Negra en el sector de Quebrada Las ánimas, cerca de la ciudad de
Taltal. Si se consideran ciertas las edades 40Ar-39Ar y U-Pb, sería posible inferir que un
largo y excepcional período de actividad volcánica se habría desarrollado en la
Cordillera de la Costa del Norte de Chile, al menos entre los ~193 y ~150 Ma. Sin
embargo, Oliveros et al (2006) restringe dicho período a un lapso de ∼15 Ma.
Como parte de la evolución magmática del arco Jurásico-Cretácico Inferior de
la Cordillera de la Costa, las lavas de la Formación La Negra fueron intruidas por
cuerpos plutónicos y subvolcánicos (stocks, diques, sills) de gran gama composicional
(diorita-granodiorita) y naturaleza calco-alcalina (e.g. Marinovic et al., 1995). Las
edades determinadas para estos cuerpos varían entre ~165 y ~112 Ma (e.g Boric et al.,
1990, Venegas et al., 1991, Oliveros, 2005; Oliveros et al., 2006). Las edades
obtenidas para las rocas magmáticas mencionadas sugieren que en la actual Cordillera
de la Costa del Norte de Chile, en el período comprendido entre los ~165 y los ~150
Ma, se habría desarrollado una actividad efusiva e intrusiva de manera contemporánea.
Las edades 40Ar-39Ar obtenidas para los intrusivos del yacimiento Lince-
Estefanía corresponderían estrictamente al enfriamiento de estos cuerpos
subvolcánicos. Debido a que éstos no presentan un gran tamaño relativo, dichas edades
pueden también representar el momento de sus emplazamientos (Oliveros et al., 2007).
En consecuencia, los intrusivos subvolcánicos de composición diorítica tendrían una
edad de 157,4 ± 3,7 Ma y aquellos de composición dacítica una edad de 137,4 ± 1,1
Ma. Ambas, son consistentes con el rango estimado de actividad magmática intrusiva
en la Cordillera de la Costa del norte de Chile.
En general, la orientación de los intrusivos subvolcánicos referidos es
relativamente perpendicular a la orientación que presentan los flujos de lavas. Esta
165
característica ha sido observada en algunos yacimientos estratoligados de Cu y
utilizada para explicar que el basculamiento de las lavas de la Formación La Negra
habría ocurrido con posterioridad al emplazamiento de los intrusivos subvolcánicos
(e.g. Espinoza et al., 1996). En este contexto, dicho proceso tendría una edad mínima
de ~112 Ma de acuerdo a la edad más joven determinada en los cuerpos subvolcánicos
(ver Tabla 1.1).
Los cuerpos intrusivos y las rocas de la unidad volcánica mencionada habrían
sido afectados por procesos de alteración de bajo grado, tanto a escala regional como
local. La combinación de procesos geológicos tales como metamorfismo de carga y el
aporte de fluidos hidrotermales provenientes de la actividad intrusiva que se desarrolló
en la actual Cordillera de la Costa, así como la circulación de fluidos debido a la
actividad del Sistema de Fallas Atacama, han sido consideradas como causas
fundamentales de dichos eventos de alteración (e.g. Losert, 1973; Espinoza et al.,
1996).
El estudio de relaciones texturales y de secuencia paragenética realizado en esta
Tesis, sugieren que la ocurrencia de la asociación de minerales de alteración, que
considera la presencia de clorita+epidota±albita±cuarzo-calcita-actinolita, tendrían
directa relación con procesos de alteración local relacionados con los eventos de
mineralización cuprífera que dieron lugar a la formación de sulfuros de Cu primarios
en el yacimiento Lince-Estefanía. De acuerdo a Brown et al (1977), Los bajos
contenidos de AlIV (0,036 – 0,216 a.p.f.u) y NaM4 (0,026 – 0,159 a.p.f.u) en los
cristales de actinolita sugieren que éstos se habrían formado en condiciones de baja
presión (<2 kbar). Estas características indicarían que la formación de actinolita y, por
lo tanto, la formación de los sulfuros de Cu (calcosina-digenita-bornita) se deben
principalmente a la presencia de un régimen de alto gradiente termal, inducidos
probablemente por el emplazamiento de grandes cuerpos plutónicos en la Formación
La Negra, y que la presión no jugó un papel importante en esta formación mineral. De
esta manera sería prácticamente descartable la hipótesis que sugiere que los fluidos
mineralizadores formadores de los yacimientos estratoligados de Cu tendrían un origen
166
relacionado con el proceso de metamorfismo regional de carga desarrollado en la
Formación La Negra, tal como fue sugerido por Sato (1984).
Edades de trazas de fisión en apatito establecidas por Maksaev (2000) en la
Cordillera de la Costa de Antofagasta excluyen la posibilidad de un enterramiento
significativo y/o erosión-exhumación importante de las rocas de esta zona, al menos
desde el Cretácico Inferior. El autor prácticamente descarta que procesos diagenéticos
sean las causas de la alteración regional de las rocas de la Formación La Negra y
sugiere así mismo que éstas puedan ser las mismas causas de la generación de los
fluidos que dieron lugar a la formación de los yacimientos estratoligados de Cu de la
Cordillera de la Costa del Norte de Chile. Maksaev (2000) destaca la probabilidad de
que tanto la alteración regional como la alteración local asociada a la formación de los
yacimientos en cuestión, se hayan desarrollado como resultado de la acción de
fenómenos termales regionales y locales relacionados con el emplazamiento somero de
cuerpos plutónicos del Batolito de la Costa del Norte de Chile. Estas características son
consistentes con la información obtenida y sugerida a partir de los resultados de AlIV y
NaM4 de las actinolitas en el yacimiento Lince-Estefanía.
La relación temporal entre procesos de alteración local y regional es aún
incierta. En el yacimiento, la prácticamente ausencia de minerales tales como prehnita
y pumpellyita, minerales índices de metamorfismo de muy bajo grado de sistemas
máficos en facies prehnita-pumpellyita, y que han sido indicados como minerales
característicos del metamorfismo regional que afecta a la Formación La Negra, no
permite sugerir si existe alguna relación entre sus ocurrencias y el desarrollo de los
procesos hidrotermales que dieron lugar a la formación de sulfuros de Cu primarios en
el yacimiento Lince-Estefanía. El rango de temperatura de formación para esta
asociación de minerales (∼200º-350ºC; Frey et al., 1991) es consistente con los rangos
de temperaturas obtenidos en este trabajo, a partir de geotermómetro de clorita (T=
230º - 299ºC) y aquellos rangos obtenidos en inclusiones fluidas (e.g. Kojima et al.,
2003), que permitieron estimar las condiciones de precipitación de los sulfuros de Cu
primarios (calcosina-digenita y bornita). Estas condiciones permiten inferir que la
167
secuencia volcánica de la Formación La Negra en el DM fueron metamorfizadas en
facies prehnita-pumpellyita. Sin embargo, lo que no es posible establecer es la
existencia o no de alguna relación entre la génesis del metamorfismo regional de muy
bajo grado y la actividad hidrotermal, de origen no-metamórfico (de acuerdo a lo
mencionado), que habría dado lugar a la formación del yacimiento.
Todos los antecedentes mencionados, sumados a aquellos que consideran el
amplio rango de edades determinadas en minerales de alteración no definidos
claramente como resultados de alteración a escala local (excepto la actinolita, asociada
a la formación del yacimiento) o regional (entre ~120 - 163 Ma) (e.g. Oliveros, 2005),
dificultan la posibilidad de estimar y separar temporalmente ambos procesos de
alteración. Las edades 40Ar-39Ar determinadas en plagioclasa sericitizada sugieren a lo
menos 3 eventos de alteración entre los 160 - 125 Ma (este trabajo; Oliveros et al.,
2007). El probable escenario altamente térmico que se habría desarrollado en la actual
Cordillera de la Costa debido a la actividad magmática intrusiva, resultado de una
tectónica extensional (Jurásico Medio-Cretácico Inferior), genera las condiciones
propicias para la formación de minerales secundarios. Las distintas edades obtenidas
para los procesos analizados (depósito de lavas: ∼193 – 150 Ma; actividad intrusiva:
∼168 – 112 Ma, alteración: ∼163 – 100 Ma y mineralización de sulfuros primarios del
yacimiento Lince-Estefanía: 160 ± 16 Ma (Re-Os) y 163,6 ± 1,9 Ma (40Ar-39Ar),
corroboran que existe, en gran parte, una contemporaneidad entre dichos procesos
geológicos. Esta característica no permite ajustar mejor los rangos de edad para cada
proceso, y esto incluye el poder precisar las edades de eventos de alteración regional
versus alteración local.
Como se ha mencionado, en Lince-Estefanía los sulfuros de Cu forman cuerpos
paralelos a subparalelos a los estratos, cuerpos de brechas discordantes y, localmente,
vetas. Los cuerpos estratiformes son los más comunes y abundantes en el yacimiento y
contienen los más altos contenidos de Cu en las zonas más cercanas a los intrusivos
subvolcánicos. Los cuerpos de brechas se presentan generalmente en torno a los
cuerpos intrusivos de mayor tamaño y gradan lateralmente hasta formar cuerpos
168
estratiformes. Las observaciones de campo, estudios mineralógicos, de relaciones
texturales y de composición química sugieren que las distintas especies de sulfuros de
Cu hipógenos (ej. calcopirita, bornita y calcosina-digenita) presentes en ambos tipos de
cuerpos (estratiformes o brechas), fueron formados por un mismo proceso.
La ocurrencia de minerales de Cu de manera diseminada y en fracturas en las
zonas de borde de los intrusivos, junto a la distribución de estos minerales formando
cuerpos de brechas alrededor de los cuerpos subvolcánicos y que gradan lateralmente
hasta formar cuerpos mantiformes en las rocas volcánicas, sugieren que la zona de
contacto entre los intrusivos y la unidad volcánica, habrían actuado como los más
importantes canales de transporte de los fluidos mineralizadores y trampas de
precipitación mineral. En este sentido es importante recordar que las edades
determinadas para la deformación dúctil asociada al desarrollo del Sistema de Fallas
Atacama de ~144 Ma y de ~125 Ma (Scheuber et al., 1995) son aproximadamente de
∼20 a 35 Ma más joven que la edad del principal proceso de mineralización establecida
en este trabajo. En consecuencia la circulación de fluidos hidrotermales relacionados
con la formación de mena sulfurada primaria del yacimiento Lince-Estefanía estaría
asociada a zonas de contacto litológico y debilidad cortical y no precisamente a
deformación frágil sensu stricto, que en el contexto regional correspondería al
desarrollo del Sistema de Fallas Atacama.
Las edades 40Ar-39Ar determinadas en los dos tipos de intrusivos principales
reconocidos en el yacimiento de 157,4 ± 3,7 Ma (intrusivo de composición diorítica) y
de 137,4 ± 1,1 Ma (intrusivo de composición dacítica), sugieren un rango de edad
máxima y mínima, respectivamente, dentro del cual se habría desarrollado el principal
proceso de mineralización de sulfuros primarios en Lince-Estefanía. Estos últimos
antecedentes permiten, en una buena aproximación, acotar la edad del proceso de
mineralización en torno a la edad del intrusivo subvolcánico diorítico, basado en la
estrecha relación espacial que existe con los cuerpos de mena (mantos y brechas) y a la
ocurrencia de los minerales de mena en dichos intrusivos. Así, es posible sugerir una
169
relación en la génesis de la mineralización hipógena principal y el emplazamiento de
los cuerpos de composición diorítica.
Una edad Re-Os de 160±16 Ma (2σ) obtenida para la asociación calcosina-
digenita y calcosina-digenita-bornita, es interpretada como la edad del principal
proceso de mineralización hipógena del yacimiento Lince-Estefanía. La edad Re-Os
determinada se traslapa, dentro de su rango de error, con las edades 40Ar-39Ar
determinadas para la Formación La Negra por Oliveros (2006). Esto sugiere una
estrecha relación temporal entre el depósito de las lavas y la formación del yacimiento.
Es importante destacar que las edades determinadas para la Formación La Negra y
aquellas consideradas en este trabajo fueron obtenidas a partir de muestras de áreas
cercanas a la Ciudad de Antofagasta y del sector de Quebrada Las Flores (DM) y, por
lo tanto, no representan precisamente la edad de la sección de la Formación La Negra
estudiada en este trabajo.
La actinolita corresponde al único mineral de alteración datado en este trabajo
que habría co-precipitado con los sulfuros de Cu primarios (calcosina-digenita y
bornita). En este contexto, la edad plateau 40Ar-39Ar de 163,6 ± 1,9 Ma obtenida en
este mineral representaría con una mayor precisión la edad del proceso de alteración-
mineralización primaria y es consistente con la edad obtenida directamente a partir de
sulfuros de Cu, por el método Re-Os.
Si a pesar del tamaño de los cristales de actinolita se considera como válida (no
más antigua que la edad real) la edad determinada en este mineral, es posible sugerir
que en el yacimiento, las rocas de la Formación La Negra serían más antiguas que las
edades establecidas por Oliveros (2005, 2006), para esta unidad. De acuerdo a esto, las
edades obtenidas por esta autora podrían corresponder entonces a niveles
estratigráficamente más jóvenes, dentro de la secuencia volcánica, que aquellos en los
que se encuentran ubicado los minerales de mena que forman el yacimiento Lince-
Estefanía. Un detallado análisis estratigráfico permitiría precisar este aspecto.
170
6.2 - CONDICIONES DE FORMACIÓN Y ORIGEN DE LOS FLUIDOS
MINERALIZADORES
6.2.1 - Condiciones de formación de los sulfuros de Cu primarios del yacimiento
Lince-Estefanía y características de los fluidos mineralizadores
El estudio de relaciones texturales y la determinación de la secuencia
paragenética del yacimiento Lince-Estefanía indica una escasez de minerales
transparentes (e.g. cuarzo, calcita, etc.), y la ausencia de inclusiones fluidas en
minerales semi-transparentes de ocurrencia abundante (epidota), asociados
paragenéticamente a los sulfuros de Cu primarios. Esta característica limitó la
estimación de las condiciones de precipitación de los sulfuros mencionados, a partir de
estudios de inclusiones fluidas. Las similares características geológicas, mineralógicas
y de secuencia paragenética que presentan entre sí los yacimientos Lince-Estefanía y
Buena Vista, ambos del DM y ubicados a ~5 km de distancia, permiten sugerir
también similitudes tanto en las condiciones de Tº de precipitación de minerales como
en su salinidad.
Las Tº mínimas de formación estimadas a partir de inclusiones fluidas en
cristales de cuarzo asociados paragenéticamente a calcosina-digenita y bornita en
Buena Vista, indican un rango entre 220º - 360ºC (promedio de ~270ºC) (Tristá-
Aguilera, 2001; Kojima et al., 2003). En el yacimiento Lince-Estefanía, Astudillo
(2001) y Kojima et al (2003) estiman, a partir del estudio de inclusiones fluidas en
cristales de cuarzo y calcita con evidencias ebullición, un rango principal de Tº de
formación que alcanza valores ligeramente superiores (200ºC - 380ºC) a aquellos
obtenidos en el yacimiento Buena Vista. Esto sugiere que, a pesar de la ausencia de
evidencias de condiciones de ebullición de los fluidos mineralizadores en este último
yacimiento, el rango de temperatura mínima de formación estimado es un buen
indicador de las condiciones reales de precipitación de los sulfuros de Cu primarios en
Buena Vista y, por lo tanto, los fluidos representarían condiciones cercanas a su estado
171
de ebullición como lo sugiere la corrección de la presión en este caso (Tristá-Aguilera,
2001).
El rango de temperaturas mínimas de formación mencionadas tanto para Lince-
Estefanía como para el yacimiento Buena Vista es consistente con el rango de
temperaturas de formación determinada en este trabajo a partir de cristales de clorita
asociados paragenéticamente a los sulfuros de Cu primarios de Lince-Estefanía (230º -
299º C) según los métodos de Cathelineau (1988) y Jowett (1991). De esta manera se
corroboran las condiciones de temperatura de precipitación para los sulfuros de Cu
primarios analizados del yacimiento Lince-Estefanía en un rango principal entre los
230ºC y 300ºC.
Las salinidades determinadas en Lince-Estefanía y Buena Vista difieren
ligeramente. Astudillo (2001) establece un rango de salinidad de bajo a intermedio,
entre 3,7 y 20,5 % en peso equiv. NaCl (principalmente de 9 a 17 % en peso equiv.
NaCl) para el yacimiento Lince-Estefanía. Sin embargo, Tristá-Aguilera (2001)
determina un rango principal de salinidad media para los fluidos mineralizadores del
yacimiento Buena Vista, entre 17 - 21 % en peso equiv. NaCl. Las diferencias
existentes entre ambos rangos podrían tener su origen en el fenómeno de la ebullición,
el cuál es interpretado a partir de la coexistencia de inclusiones fluidas ricas en la fase
vapor con inclusiones fluidas ricas en la fase líquida, observadas en Lince-Estefanía
(Astudillo, 2001; Kojima et al., 2003). Este proceso favorecería la ocurrencia de
importantes diferencias en la composición (salinidad) del fluido mineralizador que
queda atrapado en las distintas irregularidades de los cristales. Se sugiere ésta como la
causa fundamental del amplio rango de salinidad establecido en el yacimiento en
cuestión.
Las distintas asociaciones paragenéticas observadas en Lince-Estefanía que
establecen la ocurrencia de hematita asociada paragenéticamente, al menos en parte, a
calcosina-digenita y a la asociación calcosina-digenita-bornita, permiten sugerir una
moderada a alta fugacidad de oxígeno como característica fundamental de los fluidos
172
mineralizadores formadores de los sulfuros de Cu primarios del yacimiento Lince-
Estefanía. Kojima et al (2003) basado en dicha estrecha relación paragenética y la local
estabilidad de Ag nativa sugiere condiciones de oxidación moderadas.
6.2.2 - Origen de los fluidos mineralizadores del yacimiento Lince-Estefanía
Origen del Cu basado en la razón 187Os/188Os
El comportamiento compatible y levemente incompatible que presentan el Os y
el Re, respectivamente, como resultado de la insolubilidad del Os en fases líquidas
durante fusión parcial y cristalización fraccionada de magmas silicatados, permite
utilizar la sistemática de Re-Os como un importante trazador geoquímico de la fuente
de fluidos. En el tiempo, dicho comportamiento genera reservorios mantélicos y
corticales con características altamente distintivas con respecto a la composición
isotópica de Os. Así, la gran diferencia que existe entre la composición isotópica de Os
del manto condrítico (187Os/188Os ~0,13 en promedio) con respecto a los valores
altamente radiogénicos de la corteza continental (187Os/188Os ~1,7 en promedio)
proveen un mecanismo muy sensible para estimar la interacción entre contaminantes
corticales con fundidos del manto. Lambert et al. (1998) establecen que las razones 187Os/188Os entre reservorios corticales y mantélicos pueden ser tan contrastantes que
los valores de dicha razón podrían ser mayores al 500% de diferencia. A modo de
comparación, el sistema isotópico Sm-Nd muestra una variación menor al 1% para la
composición isotópica de Nd entre reservorios corticales y mantélicos a lo largo de
toda la historia de la Tierra (Lambert et al., 1999). Esta característica nuevamente
resalta la sensibilidad única que presenta el sistema isotópico Re-Os a la
contaminación cortical de magmas máficos (Asmerom y Walker, 1998; Saal et al.,
1998).
El valor de la razón inicial 187Os/188Os de 1,06 ± 0,09 obtenida a partir de la
isócrona que representa una edad de mineralización de 160 ± 16 Ma de los sulfuros de
Cu primarios en Lince-Estefanía, claramente no refleja una composición primaria del
manto sino que una contribución cortical en el origen de los fluidos mineralizadores.
173
Así también lo indican los valores de la γOs de las muestras que forman la isócrona
(entre +721,4 y +774,5). Los fluidos con un origen en el manto, incluyendo el manto
litosférico, generalmente presentan composición isotópica de Os no radiogénica como
el obtenido para condritos, con valores de γOs menores que +25 (e.g. Luck y Allègre,
1991; referencias en McBride et al., 2001). En contraste, la corteza continental tiene
valores de composición isotópica de Os altamente radiogénicos (γOs = +330 hasta
+22000; Martin et al., 1991; Esser y Turekian, 1993; Asmerom y Walker, 1998;
Lambert et al., 1999).
La estimación de la geoquímica isotópica del sistema Re-Os de la corteza
media-inferior ha sido muy limitada (Lambert et al., 1999). Según varios autores, la
diferencia en composición isotópica de Os podría ser más contrastante entre el manto y
la corteza inferior antigua que entre el manto con la corteza superior (e.g Asmerom y
Walker, 1998; Lambert et al., 1998). Estas diferencias dependen a su vez de la edad, la
razón Re/Os en estos reservorios corticales, los cuales son variables en función de la
naturaleza de los procesos tectono-magmáticos que ha afectado los distintos segmentos
de la corteza de la Tierra (Lambert et al., 1999). Los valores de γOs promedios
estimados para la corteza superior son de ∼890 (Asmerom y Walker, 1998). Lambert et
al. (1999) estima valores de γOs= +500 para este segmento de la corteza y establece
rangos de Os altamente radiogénicos de γOs = +2000 hasta 9000 para la corteza
inferior. Estos valores sugieren que la corteza superior sería el reservorio más
apropiado desde el cual provino el Os radiogénico presente en los fluidos
mineralizadores que dieron lugar a la formación de los sulfuros de Cu primarios de
Lince-Estefanía.
Los datos de composición isotópica de Os de los sulfuros primarios (calcosina-
digenita y bornita) determinados en Lince-Estefanía son consistentes con los valores
disponibles de composición isotópica de Pb que sugieren una participación de Pb
radiogénico, probablemente de origen cortical, en la formación de los minerales
sulfurados y óxidos de Fe en yacimientos Estratoligados de Cu de la Cordillera de la
Costa del Norte de Chile (Vivallo y Henríquez, 1998).
174
Origen del S de los sulfuros
Los datos de composición isotópica de S (entre -1,6 y +0,4 ‰) obtenidos a
partir de los sulfuros primarios del yacimiento Lince-Estefanía sugieren un origen muy
homogéneo y magmático para el S. Esta característica es corroborada por distintos
estudios de composición isotópica realizado en yacimientos Estratoligados de Cu del
Norte de Chile cuyo rango de composición varía entre -10 y +10 ‰ (e.g. Munizaga y
Zentilli, 1994; Vivallos y Henríquez, 1998; Ramírez et al., 2006). A pesar de que no se
conocen valores de composición isotópica de S de las rocas volcánicas e intrusivos
subvolcánicos dioríticos relacionados espacialmente al yacimiento, el origen
magmático del S contenido en los sulfuros de Cu, sumado al origen mantélico que
indica la isotopía de 87Sr/86Sr de las rocas mencionadas, sugieren que el S contenido en
los minerales de mena podría provenir de la misma fuente de la que procedieron los
magmas que dieron lugar a las rocas huéspedes mencionadas.
Origen de los fluidos mineralizadores
Una vez estimado el origen de los principales elementos formadores de los
minerales de mena primarios del yacimiento Lince-Estefanía (Cu-S), es importante
señalar que los fluidos hidrotermales pueden llegar a ser muy complejos y formarse a
partir de una mezcla de fluidos. Los elementos que los conforman podrían dar
evidencias de ello. Basados en el rango de composición isotópica de C (δ13C)
obtenidos para calcita en el yacimiento Lince-Estefanía (-3,6 a -2,6‰), Kojima et al.
(2003) sugieren que un C de origen ígneo (δ13C= -5 a -8 ‰; referencias en Kojima et
al., 2003) o de calizas en la Formación La Negra (δ13C= -4,8‰; referencias en Kojima
et al., 2003) serían la fuente del C contenido en calcita. Por su parte, la composición
isotópica de O establecida en el yacimiento Lince-Estefanía arrojó un rango (δ18º= 13,7
a 18,7‰) que sugiere la mezcla de agua de origen meteórica con agua de origen
sedimentario (Kojima et al., 2003). En este sentido Kojima et al. (2003) hacen
referencia al probable aporte de O en los fluidos mineralizadores desde las
intercalaciones de calizas que presenta la Formación La Negra. Es importante señalar
que si bien dichas rocas se encuentran presentes en el sector de Viruca, al sur del
175
Distrito Michilla, su ocurrencia es muy escasa en relación a la abundancia de la
secuencia volcánica.
En general, las características isotópicas determinadas en el yacimiento Lince-
Estefanía sugieren que los fluidos mineralizadores formadores del principal evento de
mineralización sulfurada de Cu, los cuales se caracterizan por la ocurrencia de
calcosina-digenita y bornita, son el resultado de una mezcla de fluidos cuyo mayor
componente es de origen magmático. Éste, a su vez, se habría formado por una mezcla
entre fluidos derivados del manto (probablemente asociados con el emplazamiento de
los intrusivos subvolcánicos de composición diorítica) y fluidos provenientes de la
corteza superior.
6.3 - LOS INTRUSIVOS SUBVOLCÁNICOS
El arco magmático del Jurásico-Cretácico Inferior de la Cordillera de la Costa
del Norte de Chile fue un escenario de gran input de magma juvenil proveniente desde
el manto hacia la corteza continental. El efecto combinado de una tectónica
extensional (e.g. Scheuber y González, 1999) y la posición relativamente estacionaria
del arco (probablemente durante ~60 Ma), habrían favorecido el emplazamiento y
preservación de rocas magmáticas juveniles tanto en la escala vertical como horizontal
(e.g Lucassen et al., 2006). En el período comprendido entre los 160 y 150 Ma el
emplazamiento de un gran volumen de magma en la corteza estuvo acompañado de
una fuerte extensión normal al arco (Estado II de la evolución tectono-magmática
definida por Scheuber y González (1999)). Durante el Estado III de esta evolución,
entre 155-140 Ma, la extensión normal fue reemplazada por una de carácter oblicuo,
permitiendo un menor emplazamiento de magma. Esta característica es evidenciada
por la intrusión de diques y stocks.
Los datos geocronológicos obtenidos en este trabajo de tesis indican que los
intrusivos del yacimiento Lince-Estefanía se encuentran relacionados a la actividad
magmática desarrollada en la Cordillera de la Costa del Norte de Chile durante el
176
Jurásico-Cretácico Inferior (Intrusivo diorítico pre-mineralización: 157,4 ± 3,7 Ma;
Intrusivo dacítico post-mineralización: 137,4 ± 1,1 Ma). El emplazamiento de estos
cuerpos habría ocurrido durante el Estado III de la evolución tectono-magmática
propuesta por Scheuber y González (1999).
La distribución de las características geoquímicas de los elementos mayores en
las rocas volcánicas e intrusivos dioríticos y dacíticos, confirma la signatura orogénica
de calco-alcalina a toleítica que presentan las rocas provenientes de la actividad
magmática del sector (Fm. La Negra e intrusivos del Batolito de la Costa) (e.g. Rogers
y Hawkesworth, 1989; Pichowiak, 1994; Kramer et al., 2005). La composición
isotópica 87Sr/86Sr de los intrusivos dioríticos (0,70297-0,70351) indican, al igual que
para las rocas andesíticas de la Formación La Negra, un origen en el manto o una
importante componente mantélica. En base a esto se sugiere una fuente común para las
andesitas y los intrusivos dioríticos del yacimiento Lince-Estefanía. El análisis de los
elementos traza del los intrusivos dioríticos y de las rocas volcánicas permite
establecer un carácter más primario para los intrusivos dioríticos respecto de las
andesitas. Esta característica indicaría que efectivamente los intrusivos subvolcánicos
de composición diorítica pudieron constituir los conductos alimentadores del
volcanismo desarrollado en la actual Cordillera de la Costa del Norte de Chile
(Espinoza et al., 1996).
La composición isotópica 87Sr/86Sr de los intrusivos dacíticos post-
mineralización de Lince-Estefanía es ligeramente mayor (87Sr/86Sr=0,70389) que el
rango de composición isotópica que presentan los intrusivos dioríticos. Este parámetro
sugiere una variación en la composición del magma que dio origen a uno u otro tipo de
intrusivo, pero por sí solo no es indicativo.
Como se ha mencionado, los intrusivos de composición dacítica, presentan
características petrográficas, tales como la presencia de fenocristales de plagioclasa y
anfíbol, que los diferencias claramente del resto de los intrusivos observados, no sólo
en el yacimiento Lince-Estefanía, sino que también a escala distrital. La abundancia de
177
anfíbol sugiere que este tipo de intrusivo se formó a partir de un magma hidratado y la
anomalía ligeramente positiva de Eu indica que no hubo un fraccionamiento
importante de plagioclasa.
El análisis de óxidos mayores y elementos traza de los intrusivos dacíticos
indican importantes rasgos geoquímicos que los diferencian claramente de aquellos de
composición diorítica. Los intrusivos dacíticos se caracterizan por tener un contenido
de SiO2 > 66% wt, Al2O3 entre 15,45 – 16,33% wt, y MgO en un rango entre 1,62 –
1,85% wt. Además, estas rocas presentan bajos contenidos de Y y HREE (por ejemplo,
los valores de Y e Yb son < 6,4 y 0,43 ppm, respectivamente). A pesar de que los
contenidos de Sr se encuentran en un rango entre 244 – 422 ppm, se destacan las altas
razones Sr/Y y La/Yb en estas rocas.
En general las características geoquímicas de los intrusivos de composición
dacítica, excepto su más bajo contenido de Sr son consistentes con las características
geoquímicas de las rocas adakíticas (Figura 6.1).
Figura 6.1. Digramas que muestran la distribución de la composición de las rocas del yacimiento Lince-Estefanía en los campos de discriminación entre rocas adakíticas y el campo de composición de las rocas calco-alcalinas. (La/Yb)N vs YbN (A: Martin, 1986 en Martin (1999)) y (Sr/Y) vs Y (B: Drummond y Defant, 1990 en Martin (1999)). Rocas volcánicas (círculos blancos); intrusivos dioríticos (rombos grises); intrusivos dacíticos (triángulos negros).
A B
178
Los magmas adakíticos en ambientes de arcos han sido frecuentemente
interpretados como consecuencia de fundidos derivados de fuentes corticales que han
reaccionado con la cuña del manto o reaccionado con magmas basálticos primitivos
(e.g. Kay, 1978; Defant y Drummond, 1990; Peacock et al., 1994). Sin embargo,
Castillo (2006) establece que la mayoría de las características químicas de las adakitas
o rocas adakíticas que han sido formadas como consecuencia de fundidos del slab,
pueden ser también generadas en distintos ambientes tectónicos. El autor establece que
la formación de rocas ígneas con altos contenidos en las razones Sr/Y y La/Yb estaría
principalmente relacionado con la presencia de granate y/o anfíbol en su generación,
ya sea como resultados de procesos de fusión parcial o diferenciación magmática.
En el período comprendido entre la formación de los intrusivos dioríticos y la
formación de los intrusivos dacíticos un gran aporte de magma habría generado un
engrosamiento cortical. La química de los intrusivos dacíticos, considerando también
sus altas razones Sr/Y y La/Yb parecen ser una consecuencia de la fusión de cuerpos
máficos, probablemente correspondientes a los intrusivos de origen magmático
desarrollados en la Cordillera de la Costa del Norte de Chile, con presencia de granate
como fase residual. Aunque no ha sido documentada la presencia de granate en
intrusivos del Batolito de la Costa, González (comunicación verbal) establece su
presencia al menos en el sector de Cº Las Toscas ubicado al sur de la Ciudad de
Antofagasta. Una edad máxima de 174 ± 16 Ma (U-Pb, circón) y una edad mínima de
142 ± 9 Ma (K-Ar, biotita) (González y Niemeyer, 2005) han sido determinadas para
este intrusivo.
De acuerdo a lo anterior, es posible sugerir una fuente principalmente mantélica
para la formación de los intrusivos de composición diorítica y la presencia de granate
como fase residual para la fuente a partir de la cual se formaron los intrusivos de
composición dacítica.
179
6.4 - UNA COMPARACIÓN ENTRE EL ORIGEN DE LOS YACIMENTOS
ESTRATOLIGADOS DE Cu-(Ag) DEL MESOZOICO, CORDILLERA DE LA
COSTA DEL NORTE DE CHILE Y CHILE CENTRAL.
La Cordillera de la Costa de Chile aloja un gran número de yacimientos
estratoligados de Cu-(Ag) que de acuerdo a sus edades pueden ser divididos en dos
grandes grupos. El primero de ellos corresponde a los tratados en esta tesis e incluye a
los yacimientos alojados principalmente en la secuencia volcánica de la Formación La
Negra, entre los 22º - 26º Lat S. El segundo grupo se encuentra ubicado en la actual
Cordillera de la Costa de Chile Central entre los 30º - 35ºLat S y están alojados en una
secuencia volcano-sedimentaria de edad Cretácico Inferior.
Al igual que para el caso de los yacimientos Estratoligados de Cu del Norte de
Chile, el origen de aquellos alojados en la secuencia volcano-sedimentaria del
Cretácico Inferior de Chile Central ha sido materia de gran controversia. Para estos
últimos se ha sugerido un origen desde volcanogénico singenético hasta un origen
relacionado con fluidos generados como consecuencia de adelgazamiento cortical y
metamorfismo de bajo grado de la secuencia volcano-sedimentaria huésped, o como
resultado de la actividad intrusiva relacionada espacialmente a los yacimientos (en
Maksaev y Zentilli, 2002).
Los estudios realizados en los dos grupos de yacimientos mencionados no sólo
indican evidentes diferencias en las edades de formación, sino que también en los tipos
de minerales, sus asociaciones mineralógicas y en el origen de los fluidos
mineralizadores.
La temprana ocurrencia de pirita con textura framboidal (diagenética) y
bitumen en gran parte de los yacimientos Estratoligados de Cu alojados en la secuencia
volcano-sedimentaria del Cretácico Inferior (e.g. El Soldado, Uchumi, Talcuna, Cerro
Negro), entre otras características, marcan claramente la diferencia con los yacimientos
180
de la Cordillera de la Costa del Norte de Chile. La ocurrencia de materia orgánica no
ha sido descrita en ninguno de los yacimientos de este último sector.
En el yacimiento El Soldado, como ejemplo de aquellos alojados en la
secuencia volcano-sedimentaria del Cretácico Inferior, los sulfuros de Cu habrían
precipitado como resultado de la reducción de fluidos mineralizadores debido a la
presencia de materia orgánica en la roca huésped y/o debido al reemplazo de pirita
diagenética pre-existente por sulfuros de Cu (Wilson y Zentilli, 1999; Maksaev y
Zentilli, 2002).
Existen características comunes entre los de yacimientos estratoligados de la
Cordillera de la Costa mencionados con respecto a la ocurrencia de los principales
minerales de mena (calcopirita-calcosina-bornita). En este sentido, las diferencias
están dadas por las asociaciones mineralógicas de ganga que les acompañan, las cuales
están formadas principalmente por minerales tales como pirita, hematita, magnetita,
calcita, clorita, epidota, albita, microclina, bitumen, prehnita, pumpellyita, calcita,
baritina, celadonita y cantidades menores de esfalerita, galena y arsenopirita, entre
otros (Maksaev y Zentilli, 2002; Morales et al., 2005; Carrillo- Rosúa et al., 2006).
El estudio de relaciones texturales realizado en yacimientos de la zona de
Melipilla y La Serena indica que fases minerales abundantes tales como prehnita y
pumpellyita formadas durante metamorfismo regional de muy bajo grado, presentan
intercrecimiento con sulfuros de Cu (calcosina-bornita). De acuerdo a esto, la
ocurrencia de dichos sulfuros ha sido considerada como otra fase metamórfica donde
el origen del Cu tendría relación con la movilización del elemento desde la roca
huésped. Un evento de alteración local, probablemente relacionado con actividad
intrusiva habría sido necesario para concentrar los minerales de mena (Morales et al.,
2005).
Los valores de datos isotópicos de S indican un rango general para los
yacimientos alojados en la secuencia volcánica del Jurásico en el Norte de Chile de
181
δ34S entre -10‰ y +10‰ (e.g. Munizaga y Zentilli, 1994; Vivallo y Henríquez, 1998;
Kojima et al., 2003; este trabajo). Los valores de δ34S para el caso de los yacimientos
alojados en la secuencia volcano-sedimentaria del Cretácico Inferior varían entre -40‰
y -10‰ (e.g. Munizaga y Zentilli, 1994; Carrillo-Rosúa et al., 2006). En el primer caso
los datos indican una fuente principalmente magmática para el S contenido en los
sulfuros. Un origen biogénico producido por reducción bacteriogénica de sulfato
marino ha sido propuesto como fuente del S contenido en los sulfuros de los
yacimientos de Chile Central (e.g. Carrillo-Rosúa et al., 2006).
Los valores de δ13C establecidos en calcita asociada a la mena de los
yacimientos alojados en la secuencia del Cretácico Inferior varían en un amplio rango
(-20 a 1,5‰; Boric et al., 2002; Carrillo-Rosúa et al., 2006). En ambos trabajos se
establece una mezcla entre reservorios de C de origen orgánico derivado desde el
bitumen y, en menor medida, de un reservorio de origen inorgánico en calcita asociada
paragenéticamente a los minerales de mena. De esta manera se destaca nuevamente la
importancia de la materia orgánica en la formación de los fluidos que dieron lugar a la
formación de estos yacimientos.
Por su parte, los valores de la composición isotópica de O (δ18O) determinada
en Feld-K asociado a los sulfuros de Cu se encuentran en un rango entre 12-12,7 ‰,
consistentes con fluidos de origen metamórfico/basinal (en Boric et al., 2002). El
rango de δ18O determinada en calcita asociada a la mineralización en el área de Serena
y Melipilla se encuentran en un rango entre 12,2 y 21,9 ‰. A partir de estos valores
Carrillo-Rosúa et al. (2006) establecen que los fluidos hidrotermales que originaron la
mineralización no estaban equilibrados con la roca huésped y que probablemente
pudieron tener un origen superficial.
El análisis realizado muestra claramente importantes diferencias entre el origen
de los fluidos mineralizadores formadores de los yacimientos Estratoligados de Cu-
(Ag) de la Cordillera de la Costa del Norte de Chile con respecto a aquellos de la zona
Central. En el caso de éstos últimos se destaca la importancia de la materia orgánica en
182
la roca huésped al momento de producirse el evento principal de mineralización. Las
asociaciones mineralógicas destacan también la importancia de procesos de
metamorfismo de bajo grado en la formación del yacimiento. El magmatismo
contemporáneo con la formación de estos yacimientos, característica común con los
yacimientos del Norte de Chile, habría generado un importante gradiente geotermal y
permitido la concentración de minerales de mena en las zonas permeables de la
secuencia volcano-sedimentaria.
En el caso del Norte de Chile, la actividad magmática desarrollada parece haber
jugado un papel fundamental en el aporte de elementos para la formación de los
yacimientos. La composición isotópica de Os sugiere una importante contribución
cortical para el Cu contenido en los minerales sulfurados, sin embargo, no es posible
descartar una removilización del Cu desde la secuencia volcánica de la Formación La
Negra. La presencia de actinolita (asociada paragenéticamente a los sulfuros de Cu)
con características geoquímica que indican que su ocurrencia se debe a importantes
gradientes geotermales, destacan no sólo la importancia de la actividad intrusiva
asociada espacialmente a los yacimientos, sino que también prácticamente descarta el
metamorfismo de carga como proceso fundamental en la formación de estos
yacimientos.
REFERENCIAS Asmerom, Y.; Walker, R.J. 1998. Pb and Os isotopic constraints on the composition and rheology of
the lower crust. Geology , Vol. 26, p. 359-362. Astudillo, J. 2001. Caracterización físico-química de los fluidos hidrotermales y paragénesis de la
mineralización del yacimiento Susana-Lince-Estefanía, Distrito Minero Carolina de Michilla, Segunda Región, Antofagasta, Chile. Memoria de Título (Inédito). Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, 69 p.
Boric, R.; Díaz, F.; Maksaev, V. 1990. Geología y yacimientos metalíferos de la Región de
Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Boletín 40, 246 p. Boric, R.; Holmgren, C.; Wilson, N.S.F.; Zentilli, M. 2002. The geology of the El Soldado manto
type Cu (Ag) deposit, Central Chile. In Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits: A global perspective (Porter, T.M.; editor), PGC publishing 2, p. 1-22.
Brown, E.H. 1977. The crossite content of Ca- amphibole as a guide to pressure of metamorphism.
Journal of Petrology, Vol. 18, p. 53-72.
183
Carrillo-Rosúa, F.G.; Morales-Ruano, S.; Morata, D.; Óbice, A.J.; Fallick, A.E.; Belmar, M.; Munizaga, F.; Fenoll, H.A.P. 2006. Mineralogía e isótopos estables en depósitos de Cu (Ag) estratoligados tipo Manto del Cretácico Inferior de la Cordillera de la Costa (Área de la Serena y Melipilla). In Congreso Geológico Chileno, No. 11, Actas 2, p. 199-202. Antofagasta.
Castillo, P.R. 2006. An overview of adakite petrogenesis. Chinese Science Bulletin, Vol. 51, p. 257-
268. Cathelineau, M. 1988. Cation site occupancy in chlorites and illites as a function of temperature. Clay
Minerals, Vol. 23, p. 471-485. Defant, M.J.; Drummond, M.S. 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young
subducted lithosphere. Nature, Vol. 347, p. 662-665. Espinoza, S.; Véliz, H.; Esquivel, J.; Arias, J.; Moraga, A. 1996. The cupriferous province of coastal
range, northern Chile. In Andean copper deposits: new discoveries, mineralization, styles and metallogeny (Camus, E.; Sillitoe, R.H.; Oetersen; R.; editors). Society of Economic Geologists, Special Publications, No. 5, p. 19-32.
Esser, B.K.; Turekian, K.K. 1993. The osmium isotopic composition of the continental crust.
Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 57, p. 3093-3104. Frey, M.; De Capitani, C.; Liou, J. 1991. A new petrogenetic gride for low-grade metabasites. Journal
of Metamorphic Geology, Vol. 9, p. 497-509. Gelcich, S.; Davis, D.W.D.; Spooner, E.T.C. 2004. Onset of Early Jurassic magmatism in northern
Chile: Precise U-Pb zircon ages for the La Negra Formation and the Flamenco Pluton in the Coastal Cordillera of Chañaral. In IAVCEI General Assembly, Pucón-Chile (CD-ROM).
González, G.; Niemeyer, H. 2005. Cartas Antofagasta y Punta Tetas, Región de Antofagasta. Carta
Geológica de Chile, No. 89, 35 p. Jowett, E.C. 1991. Fitting iron and magnesium into the hydrothermal chlorite geothermometer.
GAC/MAC/SEG Joint Annual Meeting, Programs with Abstracts 16: A62. Kay, R.W. 1978. Aleutian magnesian andesites: melts fron subducted Pacific Ocean crust. Journal of
Volcanology and Geothermal Research, Vol. 4, p. 117-132. Kojima, S.; Astudillo, J.; Rojo, J.; Tristá, D.; Hayashi, K. 2003. Ore mineralogy, fluid inclusion, and
stable isotopic characteristics of stratiform copper deposits in the coastal Cordillera of northern Chile. Mineralium Deposita, Vol. 38, p. 208-216.
Kramer, W.; Siebel, W.; Romer, R.L.; Haase, G.; Zimmer, M.; Ehrlichmann, R. 2005.
Geochemical and isotopic characteristics and evolution of the Jurassic volcanic arc between Arica (18º30’S) and Tocopilla (22ºS), North Chilean Coastal Cordillera. Chemie der Erde Geochemistry, Vol. 65, p. 47-78.
Lambert, D.D.; Foster, J.G.; Frick, L.R.; Ripley, E.M.; Zientek, M.L. 1998. Geodynamics of
magmatic C-Ni-PGE sulfide deposits: New insights from the Re-Os isotopic system. Economic Geology, Vol. 93, p. 121-136.
Lambert, D.D.; Foster, J.G.; Frick, L.R. 1999. Re-Os isotope geochemistry of magmatic sulfide ore
systems. Reviews in Economic Geology, Vol. 12, p. 29-57.
184
Losert, J. 1973. Genesis of copper mineralizations and associated alterations in the Jurassic volcanic rocks of the Buena Esperanza mining area. Departamento de Geología, Universidad de Chile, Publicaciones, No. 40, 104 p.
Lucassen, F.; Kramer, W.; Bartsch, V.; Wilke, H-G.; Franz, G.; Romer, R.L.; Dulski, P. 2006. Nd,
Pb, and Sr isotope composition of juvenile magmatism in the Mesozoic large magmatic province of northern Chile (18-27ºS): indications for a uniform subarc mantle. Contributions to Mineralogy and Petrology, Vol. 152, p. 571-589.
Luck, J.M.; Allègre, C.J. 1991. Osmium isotopes in ophiolites. Earth and Planetary Science Letters,
Vol. 107, p. 406-415. Maksaev, V. 2000. Significado tectónico y metalogénico de datos de trazas de fisión en apatitas de
plutones de la Cordillera de la Costa de la Región de Antofagasta. In Congreso Geológico Chileno, No. 10, Actas, p. 129-134. Puerto Varas.
Maksaev, V.; Zentilli, M. 2002. Chilean strata-bound (Cu-(Ag) deposits: An overview. In
Hydrothermal iron oxide copper-gold and related deposits: A global perspective (Porter, T.M.; editor). PGC publishing 2, p. 185-205.
Marinovic, N.; Smoje, I.; Maksaev, V.; Hervé, M.; Mpodozis, C. 1995. Hoja Aguas Blancas, Región
de Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Carta Geológica de Chile, Nº 70.
Martin, H. 1999. Adakitic Magmas: modern analogues of Archean granitoids. Lithos, Vol. 46, p. 411-
429. Martin, C.E.; Esser, B.K.; Turekian, K.K. 1991. Re-Os isotopic constraints on the formation of
mantle and crustal reservoirs. Australian Journal of Earth Science, Vol. 38, p. 569-576. McBride, J.S.; Lambert, D.D.; Nicholls, I.A.; Price, R.C. 2001. Osmium isotopic evidence for crust-
mantle interaction in the genesis of continental intraplate basalt from the Newer volcanics province, Southeastern Australia. Journal of Petrology, Vol. 42, p. 1197-1218.
Morales, S.; Belmar, M.; Morata, D.; Carrillo, J.; Hasler, K.; Aguirre, L.; Fenoll, P. 2005.
Relationships between very low-grade metamorphism and Cu-stratabound ore deposits in the Coastal Range of Centra Chile. In International Symposium on Andean geodynamics, No. 6, Extended Abstract, p. 527-530. Barcelona.
Munizaga, F.; Zentilli, M. 1994. Caracterización isotópica del azufre de los depósitos estratoligados de
Cu en Chile. Comunicaciones, Vol. 45, p. 127-134. Oliveros, V. 2005. Etude géochronologique des unités magmatiques Jurassiques et Crétacé Inférieur du
Nord du Chili (18º30’ – 24ºS, 60º30’ – 70º30’W): origine, mise en place, altération, métamorphisme et minéralisations asocies. Tesis Doctoral (Inédito). Université de Nice-Sophie Antipolis-UFR Sciences y Departamento de Chile, Universidad de Chile, 305 p.
Oliveros, V.; Féraud, G.; Aguirre, L.; Fornari, M.; Morata, D. 2006. The early andean magmatic
province (EAMP): 40Ar/39Ar dating on Mesozoic volcnic and plutonic rocks from the Coastyal Cordillera, northern Chile. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol.157, p. 311-330.
Oliveros, V.; Tristá-Aguilera, D.; Féraud, G.; Morata, D.; Aguirre, L.; Kojima, S.; Ferraris, F.
(2007, on line) Time-relationships between volcanism – plutonism – alteration - mineralization in Cu-stratabound ore deposits: the Michilla district, northern Chile. A 40Ar/39Ar geochronological approach. Mineralium Deposita.
185
Peacock, S.M.; Rushmer, T.; Thompson, A.B. 1994. Partial melting of subducting oceanic crust. Earth Planet Science Letters, Vol. 121, p. 227-244.
Pichowiak, S. 1994. Early Jurassic to Early Cretaceous magmatism in the Coastal Cordillera and the
Central Depression of North Chile. In Tectonics of the Southern Andes (Reutter, K-J.; Scheuber, E.; Wigger, P.J.; editors). Springer-Verlag, p. 203-217.
Ramírez, L.; Palacios, C.; Townley, B.; Parada, M.; Sial, A.N.; Fernández, J.L.; Gimeno, D.;
García, M.; Lehmann, B. 2006. The Mantos Blancos copper deposit: An upper Jurassic breccia-style hydrothermal system in the Coastal Range of northern Chile. Mineralium Deposita, Vol. 41, p. 246-258.
Rogers, G.; Hawkesworth, C.J. 1989. A geochemical traverse across the North Chilean Andes:
evidence for crust generation from the mantle wedge. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 91, p. 271-285.
Saal, A.E; Rudnick, R.L. Ravizza, G.E.; Hart, S.R. 1998. Re-Os isotope evidence for the
composition, formation and age of the lower continental crust. Nature, Vol. 393, p. 58-61. Sato, T. 1984. Manto type copper deposits in Chile: A review. Bulletin of the Geological Survey of
Japan, Vol. 35, p. 565-582. Scheuber, E.; González, G. 1999. Tectonics of the Jurassic-Early Cretaceous magmatic arc of the north
Chilean Coastal Cordillera (22º - 26ºS): A story of crustal deformation along a convergent plate boundary. Tectonics,Vol. 18, p. 895-910.
Scheuber, E.; Hammerschmidt, K.; Friedrichsen, H. 1995. 40Ar-39Ar and Rb-Sr analyses from
ductile shear zones from the Atacama Fault Zone, northern Chile: the age of the deformation. Tectonophysics, Vol. 250, p. 61-87.
Tristá-Aguilera, D. 2001. Mineralización y microtermometría de inclusiones fluidas en yacimientos
cupríferos de la Cordillera de la Costa, entre los 22º04’- 22º44’ Latitud Sur, II Región de Antofagasta, Chile. Memoria de Título (Inédito), Universidad Católica del Norte, Departamento de Ciencias Geológicas, 110 p. Antofagasta.
Venegas, R.; Munizaga, F.; Tassinari, C. 1991. Los yacimientos de Cu-Ag del distrito Carolina de
Michilla, Región de Antofagasta, Chile: nuevos antecedentes geocronológicos. In Congreso Geológico Chileno, No. 6, Actas 1, p. 452-455. Viña del Mar.
Vivallo, W.; Henríquez, F. 1998. Génesis común de los yacimientos estratoligados y vetiformes de
cobre del Jurásico Medio a Superior en la Cordillera de la Costa, Región de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 25, p. 199-228.
Wilson, N.S.F.; Zentilli, M. 1999. The role of organic matter in the genesis of the El Soldado volcanic-
hosted manto-type Cu deposit, Chile. Economic Geology, Vol. 94, p. 1115-1136.
186
187
CAPÍTULO 7
CONCLUSIONES
En base a los resultados obtenidos en este trabajo de Tesis y la discusión
realizada a partir de ellos, se concluye lo siguiente:
• Las características geológicas del yacimiento Lince-Estefanía indican que éste
es sin lugar a dudas uno de los yacimientos más representativos dentro de los
de su tipo y, por lo tanto, los resultados obtenidos a partir de su estudio
reflejarían el origen, condiciones de formación y principales procesos
geológicos relacionados con la formación de los yacimientos estratoligados de
Cu de la Cordillera de la Costa del Norte de Chile. En este contexto, cada una
de las características mencionadas podrían ser aplicadas como herramientas de
exploración en el descubrimiento de nuevas reservas y/o de nuevos yacimientos
de este tipo.
• Los minerales de mena en el yacimiento Lince-Estefanía ocurren de manera
diseminada, como relleno de fracturas, amígdalas y matriz de brechas en la
secuencia volcánica de la Formación La Negra. En ésta, dichos minerales
forman principalmente cuerpos subparalelos a estratos y cuerpos discordantes
tales como brechas y vetas. En menor medida, los minerales de mena ocurren
de forma diseminada, en matriz de brechas y relleno de microfracturas en zonas
periféricas de cuerpos intrusivos subvolcánicos de composición diorítica que
intruyen a la secuencia volcánica mencionada. La presencia de cuerpos de
mena discordantes a los estratos de la unidad volcánica es una de las
características que refleja el origen epigenético para la formación de los
yacimientos estratoligados de Cu del Norte de Chile.
• Dos grupos importantes de cuerpos intrusivos son reconocidos en el
yacimiento. El más antiguo de ellos incluye cuerpos de composición diorítica,
y corresponden a intrusivos pre-mineralización, o que en parte pudieron ser
188
contemporáneos a este proceso. El segundo corresponde a cuerpos de
composición dacítica, estériles y considerados como post-mineralización.
• Las edades determinadas para las rocas volcánicas de la Formación La Negra
en zonas cercanas al yacimiento y las edades de los cuerpos intrusivos
mencionados (diorítico: 157,4 ± 3,7 Ma; dacítico: 137,4 ± 1,1 Ma), indican
que, al menos en las etapas iniciales de la actividad intrusiva subvolcánica en el
yacimiento, ésta actuó de manera contemporánea con el volcanismo
desarrollado en el sector y que el magmatismo intrusivo se extendió hasta el
Cretácico Inferior.
• Las características geoquímicas de la secuencia volcánica e intrusivos
dioríticos sugieren un origen mantélico y común. El carácter más primitivo de
dichos intrusivos indican que éstos habrían actuado como conductos
alimentadores del volcanismo.
• El hecho de que en el yacimiento las características geoquímicas de las rocas
volcánicas y los intrusivos dioríticos sean diferentes a la de los intrusivos
dacíticos indica un cambio en la naturaleza de la fuente a partir de la cual se
formaron los magmas que dieron lugar a los intrusivos dacíticos. Además, el
patrón de distribución de elementos traza de éstos sugiere una génesis por
fusión parcial de cuerpos máficos pre-existentes (e.g. intrusivos del Batolito de
la Costa?), con presencia de granate como fase residual.
• La asociación mineralógica calcosina-digenita y calcosina-digenita-bornita, se
presentan en gran abundancia en el yacimiento y representan el principal
evento de mineralización de sulfuros de Cu primarios. La ocurrencia de
hematita como mineral de ganga asociada paragenéticamente, al menos en
parte, a los sulfuros de Cu mencionados, indican que el yacimiento desde sus
inicios se formó bajo condiciones de moderada a alta fugacidad de oxígeno.
189
• Las características mineralógicas, de relaciones texturales y composición
química de los minerales de mena primarios (calcopirita, calcosina-digenita y
bornita) indican que estas especies, presentes en los distintos cuerpos de mena
(mantos, brechas, vetas), se formaron a partir de un mismo proceso de
mineralización.
• La ocurrencia de minerales de Cu en la zona de borde de los intrusivos
formando cuerpos de brechas que gradan lateralmente hasta formar cuerpos
mantiformes en las rocas volcánicas, sugieren que la zona de contacto entre los
intrusivos y la unidad volcánica, habrían actuado como importantes canales de
transporte para los fluidos mineralizadores y trampas para la precipitación de
minerales. Estas zonas se relacionarían con zonas de contacto litológico y
debilidad termal. Los registros de edades que reflejan deformación frágil en la
Cordillera de la Costa, asociados al desarrollo y evolución del Sistema de
Fallas Atacama son ∼20 Ma más joven que la edad determinada para el proceso
de mineralización.
• La ocurrencia de calcosina-digenita-bornita está paragenéticamente asociada a
abundantes filosilicatos máficos (esmectita), clorita, epidota y en menor
medida actinolita. La presencia de Cu en esmectitas y actinolitas reflejan el
intercrecimiento entre estos minerales de alteración y calcosina-digenita-
bornita.
• El rango de temperatura de formación de los sulfuros primarios estimados a
partir de geotermómetro de clorita se encuentra entre 230º - 300ºC. Dichos
valores son consistentes con los rangos de temperatura determinados a partir de
inclusiones fluidas en los yacimientos Lince-Estefanía y Buena Vista del
Distrito Michilla.
• El quimismo de los cristales de actinolita indica que su ocurrencia tiene
relación con importantes gradientes geotermales y que la presión no habría
190
jugado un rol importante en su precipitación. Consecuentemente, la formación
de los sulfuros de Cu en el yacimiento tendría un origen directamente
relacionado con la circulación de fluidos debido a la actividad intrusiva
desarrollada en la Cordillera de la Costa del Norte de Chile y no como
resultado de procesos de metamorfismo de carga.
• La edad directa del principal evento de mineralización hipógena del yacimiento
Lince-Estefanía determinada por el método de datación Re-Os en calcosina-
digenita-bornita es de 160 ± 16 Ma. Una edad 40Ar-39Ar determinada en
actinolita asociada paragenéticamente a la mena primaria de Lince-Estefanía
es consistente con la edad Re-Os y permitió precisar mejor la edad del proceso
de mineralización en 163 ± 1,6 Ma.
• La fuente magmática establecida para el S contenido en los sulfuros primarios
y la contemporaneidad entre las edades de los procesos de intrusión (40Ar-39Ar:
intrusivo de composición diorítica) y mineralización (Re-Os; calcosina-
digenita-bornita y 40Ar-39Ar; actinolita) sugieren no sólo un estrecha relación
en la génesis de la formación de los sulfuros primarios del yacimiento y la
actividad intrusiva subvolcánica de composición diorítica, sino que además
sugiere que el magma que les dio lugar podría ser también la fuente del S
contenido en los minerales de mena.
• Los datos obtenidos en este trabajo (isotopía de S, temperatura de formación,
edad del proceso de mineralización) sugiere que los fluidos hidrotermales
formadores del yacimiento Lince-Estefanía tienen una componente
principalmente magmática probablemente asociada a la actividad intrusiva
desarrollada en la Cordillera de la Costa del Norte de Chile. La razón inicial 187Os/188Os de los sulfuros de Cu primarios determinada a partir de la isócrona
de edad 160 ± 16 Ma, sugiere una contribución cortical en los fluidos
formadores del yacimiento. Esto, sumado a los valores de γOs indicarían, por
191
inferencia, que las rocas de la corteza superior son el principal aporte para el
Cu contenido en el yacimiento.
AAANNNEEEXXXOOO 111
ANEXO 1. Tabla 1. Composición química de elementos mayores y traza de muestras de andesita (And) e intrusivos subvolcánicos (ISub) del yacimiento Lince-Estefanía,
Distrito Michilla. ICP-AES, Perkin-Elmer P-430, Universidad de Chile (Sr. Jaime Martínez, analista). ISub-I (Intrusivos de composición diorítica); ISub II (Intrusivos de
composición dacítica).
Nº de Muestra RL539-15 RL539-16 RL535-1 RL530-9 RL530-10 RL604-5 RL604-6 Z300-21 Z300-22 Z300-23 Z300-24 Z300-25 RL605-19 RL605-20 RL605-21 Tipo de roca ISub-I And And And And ISub-I ISub-I And And And And And ISub-I ISub-I And Elementos mayores (wt%) SiO2 51,54 51,98 60,43 57,51 56,68 54,70 51,15 54,21 52,37 51,72 51,34 50,02 50,60 51,22 51,04 TiO2 0,67 1,32 1,65 1,76 1,84 0,61 0,63 1,11 1,20 1,15 1,16 1,30 0,77 0,81 1,61 Al2O3 17,40 17,82 14,20 13,92 13,71 15,33 17,18 17,01 17,25 16,90 17,13 19,11 19,13 18,10 16,75 Fe2O3 3,98 5,09 6,71 6,44 7,45 4,83 3,50 5,19 5,22 5,45 5,06 4,29 3,44 4,45 4,03 FeO 3,56 4,48 2,48 4,00 3,80 3,20 4,16 2,96 4,64 4,00 4,80 5,20 4,96 3,80 6,20 MnO 0,13 0,18 0,11 0,28 0,26 0,12 0,14 0,14 0,28 0,27 0,31 0,22 0,18 0,11 0,29 MgO 7,35 3,44 2,36 3,20 3,15 6,33 7,72 4,09 4,32 5,42 5,36 4,60 7,13 6,87 4,74 CaO 5,83 4,81 2,66 3,12 3,20 4,64 9,70 3,59 4,88 5,47 5,04 4,73 8,42 4,90 5,80 Na2O 3,76 4,75 5,88 4,44 5,03 4,87 2,52 6,75 5,35 4,84 5,81 4,33 2,70 4,21 4,92 K2O 1,39 2,81 0,06 2,00 1,81 1,82 0,69 0,09 1,23 1,01 0,58 2,62 0,88 1,59 1,23 P2O5 0,10 0,28 0,73 0,56 0,49 0,15 0,07 0,25 0,23 0,22 0,23 0,32 0,09 0,11 0,35 PPC 4,06 2,97 2,46 2,44 2,47 3,04 2,16 4,29 2,95 3,29 3,01 3,08 1,65 3,36 2,87 Total 99,77 99,93 99,73 99,67 99,89 99,62 99,62 99,68 99,92 99,74 99,83 99,82 99,95 99,63 99,83 Mg# 0,79 0,58 0,63 0,59 0,60 0,78 0,77 0,71 0,62 0,71 0,67 0,61 0,72 0,76 0,58 Elementos traza (ppm) Ba 244 483 <5 201 202 321 171 <5 221 55 78 443 277 178 99 Th 2,6 3,9 7,2 6,5 7,3 3,2 3,0 3,8 3,5 3,6 3,5 4,0 2,3 3,8 4,2 Nb 5,3 11 3,3 7,2 9,9 5,3 2,0 5,9 5,3 6,6 4,6 7,2 3,9 3,9 6,6 Sr 357 318 43 99 121 119 436 77 190 113 116 212 439 223 126 Zr 71 150 394 316 300 86 42 131 119 137 131 155 56 143 164 Y 14 28 55 50 46 14 10 27 25 28 24 28 47 18 30 Cr 130 34 51 46 38 139 140 43 53 109 104 63 172 144 51 V 169 276 144 201 197 168 203 289 322 253 290 334 239 186 354 Ni 59 12 <2 3 2 44 47 16 14 26 28 20 41 59 20 Co 21 23 21 26 24 22 23 21 26 23 25 30 25 20 28 Sc 27 28 23 27 27 26 29 31 33 33 34 29 30 23 30 Cu 91 52 346 186 215 96 70 12 573 463 177 53 45 108 213 Zn 49 192 208 153 154 87 72 163 310 110 130 190 90 82 115 Ta 0,33 0,69 0,21 0,45 0,62 0,33 0,13 0,37 0,33 0,41 0,29 0,45 0,24 0,24 0,41 Hf 2,4 5,2 8,3 7,1 6,8 2,7 1,4 4,0 3,4 3,9 3,8 4,0 1,4 3,4 4,0 La 7 18 16 28 28 11 5 15 15 16 15 16 6 12 17 Ce 18 44 56 74 75 24 14 40 38 40 39 40 16 30 42 Nd 12 27 44 44 45 14 10 23 24 24 22 25 11 17 27 Sm 2,50 5,73 10,13 9,99 10,83 2,86 2,25 4,60 4,49 5,63 4,49 6,14 2,16 3,26 6,67 Eu 0,89 1,79 2,10 2,53 2,45 1,21 0,85 1,29 1,48 1,27 1,23 1,64 1,05 1,01 1,59 Gd 3,10 5,84 10,17 10,75 10,48 3,11 2,47 5,09 5,40 5,86 4,89 6,22 2,67 3,72 5,97 Dy 2,84 5,82 11,38 10,58 9,59 2,80 2,05 5,36 4,88 5,35 5,04 5,70 2,69 3,47 5,94 Ho 0,55 1,07 2,10 1,87 1,96 0,58 0,42 1,10 0,94 1,05 0,92 1,15 0,52 0,69 1,22 Er 1,52 2,71 5,68 4,95 5,00 1,67 1,19 3,07 2,62 2,88 2,45 3,12 1,46 1,97 3,26 Yb 1,55 2,68 5,60 5,01 4,84 1,60 1,16 3,01 2,75 2,84 2,46 3,09 1,52 2,03 3,16 Lu 0,24 0,39 0,82 0,78 0,73 0,26 0,20 0,47 0,40 0,41 0,38 0,44 0,22 0,29 0,50 PPC: Pérdida por Calcinación Ta: valor determinado considerando Ta=Nb/16 (Wood et al., 1979)
ANEXO 1. Tabla 1. Continuación.
Nº de Muestra RL605-22 RL537-11 RL537-12 RL537-13 RL537-14 DT362-A RL641-D1 RL605-D1 RL605-D2 RL766-1 RL766-2 Z350-4 Tipo de roca And ISub-I ISub-I And And ISub-II ISub-II ISub-I ISub-I ISub-II ISub-II ISub-I Elementos mayores (wt%) SiO2 51,10 52,31 51,56 57,12 57,02 66,90 66,86 50,58 51,10 68,93 67,65 53,05 TiO2 1,40 1,15 0,65 1,56 1,58 0,41 0,41 0,74 0,80 0,37 0,40 0,85 Al2O3 17,50 16,90 17,09 13,90 13,95 16,33 16,28 16,23 16,60 15,45 15,95 19,00 Fe2O3 5,44 5,64 4,54 3,92 5,33 1,93 1,54 4,73 4,58 1,79 1,57 3,26 FeO 4,48 6,12 3,84 6,16 4,56 1,00 1,20 5,04 4,96 1,20 1,44 4,68 MnO 0,26 0,18 0,15 0,22 0,29 0,04 0,04 0,18 0,20 0,03 0,04 0,15 MgO 3,56 5,15 7,25 3,48 3,68 1,82 1,83 7,65 7,24 1,62 1,85 4,34 CaO 6,94 1,60 4,36 3,60 3,85 1,45 1,53 9,33 9,46 1,58 1,87 8,12 Na2O 3,68 6,47 4,76 5,62 5,88 6,72 7,25 2,75 3,09 6,89 6,50 4,06 K2O 2,44 0,06 0,81 0,88 0,20 1,87 1,43 0,79 0,56 0,61 1,16 0,53 P2O5 0,22 0,20 0,11 0,47 0,45 0,09 0,09 0,03 0,04 0,08 0,03 0,03 PPC 2,89 3,92 4,72 2,75 3,01 1,24 1,33 1,70 1,25 0,99 1,19 1,67 Total 99,91 99,70 99,84 99,68 99,80 99,80 99,79 99,75 99,88 99,54 99,65 99,74 Mg# 0,59 0,60 0,77 0,50 0,59 0,76 0,73 0,73 0,72 0,71 0,70 0,62 Elementos traza (ppm) Ba 378 <5 104 114 10 243 173 208 194 71 140 210 Th 3,3 3,4 2,1 6,0 5,7 3,2 3,1 <2 <2 <2 <2 <2 Nb 9,2 10 9,2 8,6 9,2 2,1 2,0 2,2 2,6 <2 <2 3,6 Sr 231 86 163 92 59 282 244 444 414 304 422 403 Zr 132 114 60 236 219 161 154 50 53 121 125 54 Y 28 20 12 42 47 6,3 6,4 12 13 5,5 6,3 15 Cr 43 26 132 47 36 26 43 309 246 173 160 69 V 314 318 211 167 173 54 53 270 251 58 62 176 Ni 18 6 63 5 5 14 14 53 52 17 17 38 Co 21 28 25 23 23 21 47 25 24 8 8 20 Sc 28 32 25 27 28 8,2 9,8 33 34 8,3 8,7 23 Cu 470 411 394 69 152 44 28 88 27 16 29 53 Zn 120 260 120 222 289 39 43 72 95 39 50 70 Ta 0,58 0,63 0,58 0,54 0,58 0,14 0,16 0,23 Hf 3,9 3,1 2,1 5,7 7,6 2,4 3,5 2,5 1,6 2,0 3,4 1,8 La 15 10 7 20 36 12 13 5,2 4,9 9 11 6,1 Ce 39 24 17 55 84 29 33 15 14 21 25 16 Nd 22 15 12 38 49 13 13 10 10 11 12 12 Sm 4,84 4,10 2,37 9,21 10,14 2,49 2,49 2,12 2,25 2,16 2,62 1,97 Eu 1,50 1,37 0,90 2,22 2,79 0,84 0,91 0,88 1,06 0,72 0,85 1,20 Gd 5,44 4,42 2,64 10,0 11,55 1,99 2,39 2,69 2,76 1,88 2,29 2,94 Dy 5,46 4,32 2,42 9,53 10,37 1,21 1,43 2,30 2,62 1,01 1,37 2,77 Ho 1,04 0,82 0,50 1,64 1,98 0,20 0,20 0,50 0,54 0,16 0,18 0,58 Er 2,85 2,09 1,43 4,22 4,89 0,47 0,42 1,37 1,53 0,38 0,45 1,62 Yb 2,88 2,15 1,41 4,26 4,95 0,41 0,42 1,27 1,53 0,34 0,43 1,64 Lu 0,42 0,33 0,20 0,62 0,78 0,06 0,06 0,22 0,24 0,05 0,07 0,25 PPC: Pérdida por Calcinación Ta: valor determinado considerando Ta=Nb/16 (Wood et al., 1979)
ANEXO 1. Tabla 2 Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm, como condiciones analíticas)
Plagioclasa Primaria Fenocristales de Plagioclasa primaria
Tipo de roca Intrusivo diorítico Intrusivo dacítico
Nº de Muestra Z350-3 Z350-9
Nº de Análisis 3 4 6 11 12 21 24 25 32 33 24 25 26 28 31 33 SiO2 59,11 55,57 54,71 55,67 54,19 54,13 56,55 58,89 64,39 62,82 66,58 66,15 65,47 66,03 65,37 63,57 TiO2 0,00 0,03 0,00 0,11 0,21 0,05 0,21 0,13 0,19 0,00 0,05 0,05 0,00 0,12 0,05 0,12 Al2O3 24,13 26,15 26,82 27,46 28,04 27,69 26,37 24,50 22,49 22,11 20,36 20,17 20,37 20,48 20,27 22,26 FeO 0,44 0,51 0,49 0,53 0,33 0,38 0,23 0,30 0,34 0,45 0,23 0,25 0,12 1,03 0,30 0,05 MnO 0,02 0,00 0,06 0,00 0,00 0,00 0,15 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,00 0,17 0,06 MgO 0,00 0,08 0,00 0,00 0,06 0,00 0,03 0,03 0,08 0,33 0,01 0,01 0,01 0,66 0,00 0,05 CaO 5,89 8,30 9,44 9,56 10,24 11,36 9,29 7,12 3,55 4,65 0,52 0,77 0,68 0,57 0,97 0,50 Na2O 8,19 7,12 6,78 7,39 6,09 5,90 7,70 8,57 9,87 9,26 10,95 11,47 11,51 9,64 11,60 9,90 K2O 0,72 0,44 0,32 0,37 0,33 0,23 0,35 0,44 0,39 0,44 0,05 0,00 0,13 0,15 0,03 1,44 Total 98,50 98,20 98,62 101,09 99,49 99,74 100,88 99,98 101,30 100,06 98,73 98,86 98,32 98,68 98,75 97,93
Fórmula estructural para 8 oxígenos
Si 2,687 2,554 2,513 2,500 2,467 2,465 2,541 2,650 2,817 2,795 2,949 2,937 2,925 2,929 2,916 2,859 Ti 0,000 0,001 0,000 0,004 0,007 0,002 0,007 0,004 0,006 0,000 0,002 0,002 0,000 0,004 0,002 0,004 Al 1,293 1,417 1,452 1,453 1,505 1,486 1,396 1,299 1,160 1,159 1,063 1,056 1,073 1,071 1,066 1,180 Fe2+ 0,017 0,020 0,019 0,020 0,013 0,014 0,009 0,011 0,012 0,017 0,009 0,009 0,004 0,038 0,011 0,002 Mn2+ 0,001 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,006 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,001 0,000 0,006 0,002 Mg 0,000 0,005 0,000 0,000 0,004 0,000 0,002 0,002 0,005 0,022 0,000 0,001 0,001 0,044 0,000 0,003 Ca 0,287 0,409 0,465 0,460 0,499 0,554 0,447 0,343 0,166 0,222 0,025 0,036 0,032 0,027 0,046 0,024 Na 0,722 0,635 0,604 0,643 0,538 0,521 0,671 0,748 0,837 0,799 0,941 0,987 0,997 0,829 1,004 0,863 K 0,042 0,026 0,019 0,021 0,019 0,013 0,020 0,025 0,022 0,025 0,003 0,000 0,008 0,009 0,001 0,082 ∑ cat 5,048 5,066 5,073 5,102 5,052 5,057 5,099 5,083 5,026 5,038 4,990 5,028 5,041 4,951 5,052 5,020 An 27,31 38,23 42,73 40,90 47,29 50,92 39,30 30,76 16,23 21,20 2,53 3,56 3,13 3,14 4,39 2,49 Ab 68,72 59,36 55,54 57,21 50,90 47,85 58,94 66,98 81,65 76,41 97,20 96,43 96,14 95,86 95,47 89,01 Or 3,97 2,41 1,73 1,89 1,81 1,23 1,76 2,26 2,12 2,39 0,27 0,01 0,73 1,00 0,14 8,50
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm)
Fenocristales de Plagioclasa primaria Plagioclasa Secundaria (relleno de amígdalas)
Tipo de roca Intrusivo dacítico Andesita
Nº de Muestra RL641-D1 Z296-17
Nº de Análisis 37 39 47 52 54 17 18 19 20 21 22
SiO2 65,52 65,82 63,75 65,17 62,32 65,73 66,24 67,52 66,25 66,29 66,20 TiO2 0,12 0,00 0,07 0,00 0,95 0,00 0,09 0,00 0,00 0,12 0,00 Al2O3 20,25 20,86 19,82 19,93 22,26 19,23 19,38 19,26 19,13 19,43 19,08 FeO 0,23 0,20 0,28 0,02 1,39 0,16 0,00 0,13 0,00 0,00 0,00 MnO 0,02 0,00 0,05 0,03 0,03 0,06 0,00 0,09 0,00 0,06 0,05 MgO 0,00 0,00 0,00 0,01 0,11 0,03 0,03 0,02 0,03 0,00 0,00 CaO 1,08 0,62 0,51 0,44 0,59 0,06 0,04 0,04 0,05 0,37 0,09 Na2O 11,37 10,70 11,62 11,65 8,93 10,78 10,82 10,36 10,12 10,64 9,79 K2O 0,06 0,34 0,05 0,04 1,22 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,03
Total 98,65 98,54 96,15 97,28 97,79 96,05 96,61 97,42 95,60 96,93 95,24
Fórmula estructural para 8 oxígenos
Si 2,921 2,926 2,918 2,939 2,819 2,984 2,986 3,011 3,007 2,981 3,013 Ti 0,004 0,000 0,002 0,000 0,032 0,000 0,003 0,000 0,000 0,004 0,000 Al 1,064 1,093 1,069 1,059 1,187 1,029 1,030 1,012 1,024 1,030 1,023 Fe2+ 0,009 0,008 0,011 0,001 0,052 0,006 0,000 0,005 0,000 0,000 0,000 Mn2+ 0,001 0,000 0,002 0,001 0,001 0,002 0,000 0,003 0,000 0,002 0,002 Mg 0,000 0,000 0,000 0,001 0,007 0,002 0,002 0,001 0,002 0,000 0,000 Ca 0,051 0,030 0,025 0,021 0,028 0,003 0,002 0,002 0,002 0,018 0,005 Na 0,983 0,922 1,032 1,019 0,783 0,949 0,946 0,896 0,891 0,928 0,864 K 0,003 0,019 0,003 0,002 0,071 0,000 0,000 0,001 0,001 0,001 0,002 ∑ cat 5,036 4,998 5,062 5,042 4,981 4,976 4,969 4,931 4,927 4,964 4,909 An 4,96 3,06 2,35 2,02 3,22 0,28 0,22 0,20 0,25 1,89 0,53 Ab 94,71 94,97 97,37 97,76 88,78 99,68 99,73 99,68 99,59 97,98 99,24 Or 0,33 1,97 0,28 0,22 8,00 0,04 0,05 0,12 0,16 0,13 0,23
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10nA, 15 keV, 3µm) Piroxeno Primario
Tipo de roca Intrusivo diorítico
Nº de Muestra Z350-3
Nº de Análisis 1 18 20 23 26 27 28 35 37 SiO2 52,61 51,93 52,17 52,11 52,69 51,96 52,76 52,32 52,43 TiO2 0,15 0,08 0,32 0,19 0,16 0,13 0,00 0,13 0,00 Al2O3 1,04 0,23 1,07 1,29 0,18 0,40 0,23 0,56 0,28 FeO 9,68 9,05 8,76 9,15 9,22 8,89 6,90 8,21 6,06 MnO 0,33 0,48 0,35 0,27 0,49 0,41 0,10 0,30 0,37 MgO 15,30 14,18 15,34 15,84 14,30 13,86 15,56 14,45 15,39 CaO 21,17 22,96 21,13 21,22 23,16 21,80 23,76 22,20 23,51 Na2O 0,70 0,25 0,22 0,66 0,19 0,16 0,48 0,35 0,21 K2O 0,01 0,00 0,03 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 Total 100,99 99,16 99,39 100,73 100,40 97,62 99,79 98,52 98,26
Fórmula estructural para 6 oxígenos
Si 1,927 1,951 1,945 1,907 1,958 1,986 1,946 1,971 1,966 AlIV 0,045 0,010 0,047 0,056 0,008 0,014 0,010 0,025 0,012 Ti 0,004 0,002 0,009 0,005 0,004 0,004 0,000 0,004 0,000 AlVI 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,004 0,000 0,000 0,000 Fe3+ 0,142 0,101 0,061 0,166 0,082 0,015 0,133 0,052 0,072 Fe2+ 0,158 0,186 0,213 0,118 0,206 0,270 0,082 0,208 0,119 Mn2+ 0,010 0,015 0,011 0,008 0,015 0,013 0,003 0,010 0,012 Mg 0,836 0,794 0,853 0,864 0,792 0,790 0,855 0,811 0,860 Ca 0,831 0,924 0,844 0,832 0,922 0,893 0,939 0,896 0,944 Na 0,050 0,018 0,016 0,047 0,014 0,012 0,034 0,026 0,015 K 0,000 0,000 0,001 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 ∑ cat 4,004 4,002 4,001 4,004 4,002 4,000 4,002 4,001 4,001 Σ(IV)(Si+AlIV) 1,972 1,961 1,992 1,963 1,966 2,000 1,956 1,996 1,978 Σ(VI) 2,031 2,041 2,008 2,041 2,036 2,000 2,047 1,953 2,023 Fe3+ : Calculados basados en Droop et al. 1987 (Mg/(Mg+Fe) 0,841 0,811 0,800 0,880 0,793 0,745 0,912 0,796 0,878 Fe3+=2*X*(1-T/S) X: Nº de oxígeno En 42,27 39,31 43,01 43,46 39,25 39,88 42,50 41,05 42,85 T: Nº ideal de cationes Fs 15,70 14,95 14,41 14,70 15,06 15,04 10,85 13,63 10,11 S: Cationes totales obtenidos cuando todo el Fe es asumido Wo 42,03 45,74 42,58 41,84 45,69 45,08 46,65 45,32 47,04 ser Fe2+
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm)
Fenocristales de Anfíbol
Tipo de roca Intrusivo dacítico
Nº de Muestra Z350-9
Nº de Análisis 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 15 16 17 18 19 SiO2 43,02 40,40 41,71 42,28 43,79 42,50 41,84 43,40 43,59 42,06 43,65 42,52 42,30 41,92 41,84 42,01 42,18 TiO2 2,08 1,98 1,47 1,42 1,35 1,49 1,30 1,47 1,65 1,99 1,55 1,73 1,73 1,79 1,45 1,63 1,23 Al2O3 10,33 11,90 10,67 9,85 10,27 11,11 11,62 10,53 10,08 11,18 10,21 11,30 11,10 11,23 10,93 11,00 11,06 FeO 12,70 11,66 12,21 8,93 8,60 9,33 10,88 9,28 9,38 10,82 8,87 10,48 10,33 12,23 12,97 12,50 10,64 MnO 0,29 0,21 0,26 0,16 0,16 0,06 0,15 0,04 0,00 0,04 0,12 0,06 0,01 0,12 0,03 0,19 0,07 MgO 13,40 13,63 13,51 16,17 16,72 15,64 14,64 15,99 16,47 14,43 16,42 15,12 15,34 14,23 13,40 13,77 15,65 CaO 10,24 11,39 11,55 11,29 11,67 11,74 11,65 11,60 11,74 12,20 12,03 11,97 11,87 11,65 11,82 11,84 12,45 Na2O 2,70 2,34 2,34 2,07 2,23 2,26 2,38 2,03 2,14 2,07 2,13 2,18 2,04 2,20 2,16 2,03 2,33 K2O 0,30 0,35 0,26 0,25 0,24 0,26 0,33 0,29 0,29 0,37 0,28 0,26 0,21 0,35 0,28 0,24 0,27 Total 95,05 93,86 93,99 92,43 95,03 94,38 94,79 94,62 95,33 95,15 95,26 95,62 94,93 95,71 94,88 95,21 95,89
Fórmula ajustada a 23 oxígenos
Si 6,508 6,205 6,400 6,479 6,505 6,391 6,321 6,488 6,480 6,332 6,485 6,347 6,352 6,311 6,374 6,362 6,306 AlIV 1,492 1,795 1,600 1,521 1,495 1,609 1,679 1,512 1,520 1,668 1,515 1,653 1,648 1,689 1,626 1,638 1,694 Ti 0,237 0,228 0,170 0,163 0,151 0,168 0,148 0,165 0,184 0,225 0,174 0,194 0,196 0,203 0,166 0,186 0,138 AlVI 0,349 0,359 0,330 0,258 0,303 0,359 0,391 0,344 0,246 0,315 0,272 0,334 0,316 0,304 0,337 0,326 0,256 Fe2+ 1,607 1,497 1,567 1,145 1,068 1,173 1,375 1,161 1,166 1,362 1,102 1,308 1,297 1,539 1,652 1,584 1,330 Mn2+ 0,038 0,027 0,034 0,021 0,021 0,008 0,019 0,006 0,000 0,006 0,015 0,007 0,002 0,015 0,004 0,024 0,009 Mg 3,021 3,121 3,091 3,695 3,702 3,505 3,298 3,564 3,651 3,238 3,637 3,365 3,434 3,194 3,044 3,108 3,489 Ca 1,659 1,874 1,899 1,854 1,857 1,891 1,886 1,858 1,870 1,968 1,915 1,915 1,909 1,880 1,930 1,921 1,995 Na 0,792 0,698 0,695 0,615 0,641 0,658 0,697 0,588 0,616 0,605 0,613 0,632 0,593 0,642 0,637 0,595 0,675 K 0,058 0,069 0,051 0,048 0,046 0,051 0,063 0,056 0,055 0,071 0,052 0,050 0,041 0,067 0,054 0,047 0,052 ∑cat 15,760 15,873 15,838 15,800 15,789 15,811 15,876 15,741 15,788 15,789 15,781 15,806 15,787 15,844 15,824 15,791 15,944 Σ(IV) (Si+AlIV) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 Σ(VI) 7,760 7,873 7,838 7,800 7,789 7,811 7,876 7,741 7,788 7,789 7,781 7,806 7,787 7,844 7,824 7,791 7,944 Fe/(Fe+Mg) 0,347 0,324 0,336 0,237 0,224 0,251 0,294 0,246 0,242 0,296 0,233 0,280 0,274 0,325 0,352 0,338 0,276 Mg/(Mg+Fe) 0,653 0,676 0,664 0,763 0,776 0,749 0,706 0,754 0,758 0,704 0,767 0,720 0,726 0,675 0,648 0,662 0,724 Al tot 1,841 2,154 1,930 1,779 1,798 1,968 2,070 1,856 1,766 1,983 1,788 1,987 1,965 1,993 1,963 1,964 1,950
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm)
Fenocristales de Anfíbol
Tipo de roca Intrusivo dacítico
Nº de Muestra Z350-9 RL641-D1
Nº de Análisis 20 21 22 23 27 29 30 32 34 36 38 40 41 42 43 44 45 SiO2 42,18 41,72 42,38 42,90 41,70 43,22 42,68 41,68 41,52 42,26 41,67 41,14 39,21 41,81 40,94 40,22 41,76 TiO2 1,80 1,77 1,29 1,59 1,85 1,02 1,00 1,63 1,22 2,44 2,01 2,19 2,48 1,87 1,82 1,97 1,50 Al2O3 11,10 11,30 11,24 11,26 11,36 10,48 10,78 11,49 10,64 11,14 11,54 11,69 12,74 11,41 11,09 11,01 10,63 FeO 11,26 10,97 12,43 11,07 11,78 13,30 12,56 13,45 13,45 12,54 12,07 12,50 14,03 10,03 10,75 12,98 11,36 MnO 0,21 0,06 0,22 0,04 0,01 0,25 0,13 0,19 0,15 0,15 0,15 0,18 0,15 0,09 0,21 0,18 0,04 MgO 14,80 14,88 13,46 14,85 14,22 13,69 13,85 13,58 13,62 13,71 13,63 13,91 12,47 14,98 15,17 12,62 15,07 CaO 12,24 12,13 11,28 11,54 11,38 11,18 11,44 11,27 11,45 11,21 11,47 11,88 11,34 11,81 12,29 11,73 11,90 Na2O 2,33 2,11 2,03 2,09 2,42 1,73 1,66 2,28 2,11 2,25 2,18 2,40 2,46 2,23 2,16 2,27 2,07 K2O 0,28 0,28 0,28 0,30 0,30 0,75 0,77 0,30 0,23 0,26 0,32 0,30 0,35 0,27 0,29 0,34 0,21 Total 96,20 95,24 94,61 95,64 95,03 95,62 94,87 95,86 94,41 95,96 95,05 96,19 95,22 94,51 94,72 93,31 94,54
Fórmula ajustada a 23 oxígenos
Si 6,304 6,283 6,436 6,403 6,307 6,524 6,479 6,297 6,373 6,340 6,308 6,191 6,018 6,310 6,217 6,265 6,342 AlIV 1,696 1,717 1,564 1,597 1,693 1,476 1,521 1,703 1,627 1,660 1,692 1,809 1,982 1,690 1,783 1,735 1,658 Ti 0,202 0,201 0,147 0,179 0,211 0,116 0,114 0,185 0,141 0,276 0,229 0,248 0,286 0,212 0,208 0,230 0,171 AlVI 0,259 0,289 0,448 0,383 0,333 0,388 0,407 0,342 0,298 0,310 0,368 0,265 0,321 0,340 0,202 0,285 0,243 Fe2+ 1,407 1,381 1,578 1,382 1,490 1,679 1,595 1,699 1,727 1,574 1,529 1,573 1,801 1,266 1,366 1,691 1,443 Mn2+ 0,026 0,008 0,028 0,006 0,002 0,032 0,017 0,024 0,019 0,019 0,019 0,022 0,019 0,011 0,027 0,023 0,006 Mg 3,298 3,341 3,047 3,304 3,207 3,081 3,133 3,058 3,117 3,067 3,076 3,121 2,853 3,371 3,435 2,931 3,411 Ca 1,960 1,957 1,835 1,845 1,844 1,809 1,860 1,824 1,884 1,801 1,861 1,915 1,865 1,910 1,999 1,957 1,937 Na 0,676 0,617 0,599 0,604 0,710 0,505 0,487 0,668 0,629 0,654 0,641 0,699 0,731 0,654 0,635 0,686 0,609 K 0,054 0,055 0,055 0,057 0,058 0,144 0,149 0,057 0,045 0,051 0,061 0,057 0,068 0,052 0,057 0,067 0,041 ∑cat 15,881 15,849 15,737 15,759 15,853 15,753 15,762 15,858 15,860 15,752 15,784 15,901 15,944 15,816 15,928 15,871 15,861 Σ (IV) (Si+AlIV) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 Σ (VI) 7,881 7,849 7,737 7,759 7,853 7,753 7,762 7,858 7,860 7,752 7,784 7,901 7,944 7,816 7,928 7,871 7,861 Fe/(Fe+Mg) 0,299 0,293 0,341 0,295 0,317 0,353 0,337 0,357 0,357 0,339 0,332 0,335 0,387 0,273 0,284 0,366 0,297 Mg/(Mg+Fe) 0,701 0,707 0,659 0,705 0,683 0,647 0,663 0,643 0,643 0,661 0,668 0,665 0,613 0,727 0,716 0,634 0,703 Al tot 1,955 2,006 2,011 1,980 2,025 1,864 1,928 2,046 1,925 1,970 2,060 2,074 2,303 2,030 1,985 2,021 1,902
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15keV, 3µm)
Fenocristales de Anfíbol Relleno de amígdalas - Actinolita
Tipo de roca Intrusivo dacítico Andesita
Nº de Muestra RL641-D1 RL641-4
Nº de Análisis 46 48 51 53 55 2 4 6 8 10 11 12 15 16 17 19 SiO2 40,83 41,03 41,48 41,91 41,75 42,04 42,46 42,49 43,48 43,30 54,54 54,34 53,81 54,51 53,39 52,54 TiO2 1,84 1,75 1,49 1,95 1,59 1,92 1,72 1,46 1,42 2,03 0,17 0,15 0,15 0,09 0,00 0,24 Al2O3 11,25 10,86 11,29 10,76 11,16 11,23 11,21 11,45 10,46 11,18 1,16 1,70 1,48 1,47 0,35 1,06 FeO 10,85 11,28 13,42 12,87 12,30 13,18 13,67 12,54 12,92 12,51 12,60 9,79 12,34 12,08 18,09 12,78 MnO 0,12 0,01 0,16 0,09 0,07 0,15 0,18 0,10 0,03 0,22 1,17 1,19 0,33 0,00 1,11 0,67 MgO 14,28 14,25 13,61 13,62 13,98 13,55 13,36 13,45 14,18 14,21 17,18 18,59 15,83 16,59 11,89 14,80 CaO 12,06 11,81 11,47 11,32 11,80 11,23 11,02 11,26 11,25 11,36 8,53 10,06 11,78 12,42 12,05 10,16 Na2O 2,21 2,50 2,26 2,11 2,23 2,19 2,17 2,14 1,92 2,12 0,43 0,27 0,34 0,24 0,17 0,54 K2O 0,30 0,28 0,28 0,25 0,31 0,24 0,23 0,35 0,25 0,26 0,01 0,05 0,04 0,05 0,00 0,07 Total 93,73 93,77 95,47 94,87 95,19 95,72 96,02 95,25 95,92 97,19 95,77 96,14 96,09 97,46 97,05 92,86
Fórmula ajustada a 23 oxígenos
Si 6,259 6,298 6,298 6,374 6,326 6,342 6,388 6,412 6,509 6,399 7,935 7,816 7,852 7,827 7,961 7,946 AlIV 1,741 1,702 1,702 1,626 1,674 1,658 1,612 1,588 1,491 1,601 0,065 0,184 0,148 0,173 0,039 0,054 Ti 0,212 0,202 0,170 0,223 0,181 0,217 0,194 0,166 0,160 0,225 0,019 0,017 0,017 0,010 0,000 0,028 AlVI 0,292 0,262 0,319 0,302 0,318 0,339 0,376 0,449 0,355 0,346 0,134 0,104 0,106 0,077 0,022 0,135 Fe2+ 1,392 1,448 1,704 1,636 1,558 1,663 1,720 1,583 1,618 1,546 1,533 1,178 1,506 1,450 2,255 1,616 Mn2+ 0,015 0,002 0,021 0,011 0,009 0,019 0,022 0,013 0,004 0,028 0,144 0,145 0,040 0,000 0,141 0,085 Mg 3,263 3,262 3,081 3,087 3,157 3,046 2,996 3,026 3,165 3,130 3,726 3,987 3,443 3,552 2,642 3,336 Ca 1,980 1,942 1,866 1,845 1,916 1,814 1,776 1,820 1,805 1,799 1,329 1,551 1,842 1,912 1,925 1,646 Na 0,658 0,745 0,665 0,623 0,656 0,641 0,634 0,625 0,558 0,608 0,120 0,074 0,095 0,067 0,048 0,159 K 0,058 0,055 0,054 0,048 0,059 0,046 0,044 0,068 0,048 0,050 0,001 0,010 0,007 0,010 0,000 0,014 ∑cat 15,870 15,918 15,881 15,775 15,855 15,786 15,762 15,750 15,712 15,731 15,007 15,065 15,055 15,077 15,033 15,019 Σ (IV) (Si+AlIV) 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 8,000 Σ (VI) 7,870 7,918 7,881 7,775 7,855 7,786 7,762 7,750 7,712 7,731 7,007 7,065 7,055 7,007 7,033 7,019 Fe/(Fe+Mg) 0,299 0,307 0,356 0,346 0,330 0,353 0,365 0,343 0,338 0,331 0,292 0,228 0,304 0,290 0,461 0,326 Mg/(Mg+Fe) 0,701 0,693 0,644 0,654 0,670 0,647 0,635 0,657 0,662 0,669 0,708 0,772 0,696 0,710 0,539 0,674 Al tot 2,033 1,964 2,021 1,928 1,993 1,997 1,988 2,037 1,846 1,947 0,199 0,288 0,254 0,250 0,061 0,189
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm)
Relleno de amígdalas – Actinolita Anfíboles alterados
Tipo de roca Andesita Intrusivo diorítico
Nº de Muestra RL641-2 Z350-3
Nº de Análisis 20 21 22 25 27 28 29 30 36 38 30 31 34 SiO2 51,13 50,37 48,50 50,03 52,14 49,84 51,14 51,69 51,59 47,96 47,36 50,41 44,73 TiO2 4 0,00 0,04 0,07 0,13 0,00 0,02 0,09 0,00 0,00 0,02 0,08 0,10 0,05 Al2O3 0,92 1,19 0,83 0,88 0,47 0,50 0,48 0,20 0,31 0,99 5,73 3,28 7,34 FeO 17,47 14,65 18,19 14,30 15,92 19,57 21,95 23,45 24,08 18,92 16,10 15,91 18,73 MnO 0,77 0,56 0,59 0,41 0,74 0,32 0,64 0,47 0,82 0,31 0,09 0,39 0,16 MgO 12,28 13,73 13,25 15,33 13,23 11,61 10,45 9,53 9,21 11,76 11,00 10,93 8,68 CaO 11,40 11,79 12,00 11,80 11,85 12,06 11,75 11,58 11,59 12,43 12,28 11,71 12,11 Na2O 0,51 0,49 0,22 0,15 0,37 0,19 0,15 0,14 0,18 0,08 1,26 0,56 1,21 K2O 0,03 0,02 0,03 0,09 0,05 0,03 0,02 0,00 0,01 0,06 0,29 0,16 0,50 Total 94,51 92,84 93,67 93,12 94,76 94,13 96,68 97,06 97,79 92,54 94,19 93,45 93,51
Fórmula ajustada a 23 oxígenos
Si 7,830 7,763 7,582 7,681 7,897 7,764 7,816 7,900 7,864 7,620 7,287 7,735 7,060 AlIV 0,166 0,216 0,153 0,159 0,084 0,091 0,086 0,036 0,055 0,186 0,713 0,265 0,940 Ti 0,000 0,005 0,008 0,015 0,000 0,003 0,010 0,000 0,000 0,003 0,009 0,012 0,006 AlVI 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,327 0,328 0,426 Fe2+ 2,238 1,889 2,378 1,835 2,017 2,550 2,806 2,997 3,070 2,514 2,072 2,042 2,472 Mn2+ 0,099 0,073 0,078 0,054 0,095 0,043 0,083 0,060 0,105 0,041 0,012 0,051 0,021 Mg 2,803 3,154 3,089 3,508 2,986 2,695 2,382 2,172 2,092 2,785 2,523 2,500 2,042 Ca 1,871 1,947 2,010 1,941 1,923 2,012 1,924 1,896 1,893 2,116 2,025 1,925 2,048 Na 0,151 0,145 0,067 0,045 0,110 0,058 0,045 0,041 0,053 0,026 0,376 0,167 0,370 K 0,007 0,005 0,007 0,017 0,010 0,005 0,004 0,000 0,002 0,011 0,057 0,031 0,101 ∑cat 15,165 15,198 15,371 15,255 15,121 15,220 15,156 15,103 15,136 15,303 15,400 15,056 15,487 Σ(IV) (Si+AlIV) 7,996 7,979 7,735 7,840 7,981 7,855 7,902 7,936 7,919 7,806 8,000 8,000 8,000 Σ (VI) 7,169 7,219 7,636 7,415 7,140 7,365 7,254 7,167 7,217 7,497 7,400 7,056 7,487 Fe/(Fe+Mg) 0,444 0,375 0,435 0,343 0,403 0,486 0,541 0,580 0,595 0,474 0,451 0,450 0,548 Mg/(Mg+Fe) 0,556 0,625 0,565 0,657 0,597 0,514 0,459 0,420 0,405 0,526 0,549 0,550 0,452 Al tot 0,166 0,216 0,153 0,159 0,084 0,091 0,086 0,036 0,055 0,186 1,039 0,593 1,365
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm). Tº basada en Cathelineau (1988) (1), Kranidiotis y MacLean (1988) (2) y Jowett (1991) (3). Clorita y esmectita minerales de alteración
Tipo de roca Andesita
Nº de Muestra Z296-17
Nº de Análisis 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 23 24 SiO2 27,52 26,98 27,44 26,95 27,28 26,90 29,79 29,95 28,33 29,01 28,86 28,36 27,58 26,31 26,24 25,76 TiO2 0,15 0,00 0,13 0,07 0,11 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,18 0,02 0,04 0,04 0,09 Al2O3 17,07 16,76 17,32 17,41 17,10 17,28 16,61 17,26 18,02 17,23 17,45 17,49 17,15 17,05 16,75 16,48 FeO 17,98 19,81 19,18 18,13 19,44 17,19 17,95 18,83 18,22 19,54 19,93 18,54 20,51 17,63 19,32 18,54 MnO 0,44 0,29 0,57 0,83 0,44 0,90 0,47 0,47 0,43 0,54 0,39 0,47 0,30 0,42 0,42 0,32 MgO 20,77 21,10 20,57 21,93 20,25 20,93 20,33 21,41 19,82 20,73 20,19 20,69 20,84 20,68 20,61 21,04 CaO 0,05 0,01 0,00 0,01 0,06 0,10 0,08 0,11 0,11 0,05 0,08 0,04 0,00 0,05 0,01 0,01 Na2O 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,03 0,04 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,01 K2O 0,05 0,00 0,00 0,02 0,03 0,03 0,05 0,00 0,02 0,00 0,00 0,03 0,00 0,00 0,01 0,04 Total 84,03 84,95 85,23 85,34 84,71 83,36 85,32 88,04 84,95 87,13 86,90 85,80 86,41 82,20 83,40 82,29
Fórmula ajustada a 28 oxígenos Si 5,842 5,729 5,780 5,658 5,792 5,756 6,187 6,051 5,928 5,960 5,952 5,895 5,764 5,718 5,678 5,637 AlIV 2,158 2,271 2,220 2,342 2,208 2,244 1,813 1,949 2,072 2,040 2,048 2,105 2,236 2,282 2,322 2,363 Ti 0,025 0,000 0,021 0,010 0,017 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,027 0,003 0,007 0,007 0,014 AlVI 2,113 1,923 2,081 1,966 2,072 2,114 2,252 2,161 2,372 2,132 2,195 2,179 1,988 2,086 1,949 1,887 Fe2+ 3,191 3,518 3,380 3,183 3,452 3,077 3,118 3,180 3,188 3,359 3,438 3,223 3,585 3,204 3,495 3,392 Mn2+ 0,080 0,051 0,102 0,148 0,080 0,164 0,083 0,081 0,076 0,095 0,067 0,083 0,053 0,077 0,076 0,059 Mg 6,572 6,678 6,462 6,865 6,412 6,677 6,295 6,448 6,185 6,351 6,209 6,411 6,491 6,701 6,647 6,861 Ca 0,011 0,003 0,000 0,003 0,013 0,022 0,018 0,023 0,025 0,010 0,017 0,008 0,001 0,012 0,003 0,003 Na 0,000 0,000 0,008 0,000 0,001 0,013 0,016 0,000 0,000 0,013 0,000 0,000 0,000 0,007 0,000 0,005 K 0,013 0,000 0,000 0,005 0,009 0,008 0,012 0,000 0,006 0,000 0,000 0,007 0,000 0,001 0,003 0,010 ∑cat 20,005 20,174 20,053 20,180 20,056 20,075 19,795 19,894 19,853 19,960 19,927 19,939 20,121 20,095 20,181 20,231 Xc 0,986 1,093 1,020 1,082 1,013 0,994 0,848 0,912 0,886 0,950 0,937 0,953 1,063 1,036 1,095 1,125 TºC (1) 286 304 295 315 294 299 230 252 272 266 268 277 298 305 312 319 TºC (2) 157 164 161 166 161 160 139 146 153 152 153 154 163 163 167 168 TºC (3) 286 304 296 315 294 299 231 252 272 267 269 277 299 305 312 318 NIC 19,981 20,171 20,045 20,172 20,033 20,032 19,749 19,871 19,822 19,937 19,909 19,924 20,120 20,075 20,175 20,213 IC 0,024 0,003 0,008 0,008 0,023 0,043 0,046 0,024 0,030 0,023 0,017 0,016 0,001 0,020 0,006 0,019
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm). Tº basada en Cathelineau (1988) (1), Kranidiotis y MacLean (1988) (2) y Jowett (1991) (3).
Clorita y esmectita minerales de alteración
Tipo de roca Andesita Intrusivo microdiorítico
Nº de Muestra Z296-17 Z350-29 Z350-3
Nº de Análisis 26 41 42 43 44 46 47 48 49 39 41 SiO2 24,67 24,03 25,27 25,62 24,83 26,82 26,65 23,99 25,67 31,18 31,42 TiO2 0,00 0,02 0,04 0,00 0,00 0,02 0,00 0,02 0,00 0,1 0 0,08 Al2O3 16,11 15,80 15,52 17,25 16,14 15,74 16,82 15,37 15,45 12,64 13,19 FeO 18,80 22,70 23,21 16,03 19,75 21,20 23,86 22,08 21,18 17,61 17,28 MnO 0,60 0,54 0,57 0,79 0,51 0,46 0,61 0,43 0,23 0,23 0,27 MgO 20,73 16,67 16,92 22,60 19,37 17,77 16,99 18,65 17,95 21,08 22,36 CaO 0,02 0,00 0,02 0,03 0,09 0,05 0,00 0,06 0,06 0,11 0,10 Na2O 0,02 0,00 0,01 0,04 0,00 0,00 0,00 0,04 0,07 0,17 0,25 K2O 0,00 0,02 0,02 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 Total 80,94 79,78 81,58 82,37 80,70 82,05 84,93 80,64 80,60 83,12 84,98
Fórmula ajustada a 28 oxígenos Si 5,527 5,592 5,744 5,536 5,601 5,953 5,792 5,510 5,822 6,640 6,533 AlIV 2,473 2,408 2,256 2,464 2,399 2,047 2,208 2,490 2,178 1,360 1,467 Ti 0,000 0,004 0,007 0,000 0,000 0,004 0,000 0,004 0,000 0,016 0,013 AlVI 1,781 1,925 1,900 1,930 1,892 2,069 2,100 1,671 1,953 1,812 1,766 Fe2+ 3,521 4,418 4,411 2,896 3,727 3,935 4,336 4,241 4,017 3,136 3,005 Mn2+ 0,114 0,106 0,109 0,145 0,098 0,086 0,112 0,083 0,044 0,041 0,048 Mg 6,923 5,783 5,733 7,279 6,514 5,879 5,505 6,384 6,069 6,692 6,931 Ca 0,004 0,000 0,006 0,007 0,021 0,013 0,000 0,015 0,014 0,025 0,022 Na 0,007 0,000 0,003 0,018 0,000 0,001 0,000 0,018 0,032 0,070 0,101 K 0,000 0,005 0,005 0,000 0,002 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,008 ∑cat 20,349 20,240 20,175 20,276 20,254 19,986 20,054 20,414 20,129 19,793 19,893 Xc 1,188 1,125 1,081 1,130 1,122 0,971 1,013 1,225 1,048 0,843 0,882 TºC (1) 336 326 301 335 324 268 293 339 289 157 174 TºC (2) 174 178 170 170 172 156 168 180 163 114 118 TºC (3) 336 329 305 333 325 270 297 341 291 158 175 NIC 20,339 20,235 20,161 20,251 20,231 19,972 20,053 20,382 20,083 19,698 19,761 IC 0,011 0,005 0,014 0,025 0,023 0,014 0,000 0,033 0,046 0,095 0,131
ANEXO 1. Tabla 2. Continuación Análisis de microsonda electrónica (Cameca SU30, Universidad de Chile, 10 nA, 15 keV, 3µm)
Epidota mineral de alteración
Tipo de roca Andesita
Nº de Muestra Z296-17
Nº de Análisis 28 29 30 31 36 37 38 39 40 SiO2 34,72 31,45 32,77 30,87 33,84 33,65 33,40 34,03 31,43 TiO2 0,16 0,05 0,11 0,00 0,02 0,14 0,13 0,00 0,00 Al2O3 20,90 18,13 18,65 18,19 18,45 18,75 19,15 19,21 19,04 Fe2O3* 13,84 15,38 15,14 15,62 15,60 16,82 16,41 13,32 13,14 MnO 0,06 0,18 0,21 0,92 0,13 0,46 0,39 0,22 0,06 MgO 0,04 0,00 0,00 0,03 0,02 0,00 0,02 0,05 0,05 CaO 23,26 22,86 22,98 22,06 22,79 22,62 22,38 22,73 23,22 Na2O 0,02 0,03 0,01 0,00 0,03 0,03 0,05 0,00 0,03 K2O 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,02 0,00 *H2Ocalc 7,00 11,91 10,13 12,31 9,12 7,53 8,04 10,44 13,02 Total 93,00 88,09 89,87 87,69 90,88 92,47 91,96 89,56 86,98
Fórmula ajustada a 12,5 oxígenos Fe2O3 calculado a partir de FeO* x 1,11 Si 2,947 2,869 2,915 2,838 2,969 2,916 2,904 3,003 2,881 AlIV 0,053 0,131 0,085 0,162 0,031 0,084 0,096 0,000 0,119 Ti 0,010 0,003 0,008 0,000 0,001 0,009 0,009 0,000 0,000 AlVI 2,038 1,818 1,870 1,809 1,876 1,831 1,867 1,998 1,938 Fe3+ 0,882 1,054 1,011 1,079 1,028 1,095 1,072 0,883 0,905 Mn2+ 0,004 0,014 0,015 0,072 0,010 0,034 0,029 0,016 0,005 Mg 0,005 0,000 0,000 0,004 0,002 0,000 0,003 0,006 0,007 Ca 2,116 2,234 2,189 2,173 2,142 2,100 2,085 2,149 2,280 Na 0,003 0,005 0,001 0,000 0,006 0,005 0,008 0,000 0,006 K 0,000 0,003 0,000 0,000 0,000 0,000 0,002 0,002 0,000 ∑cat 8,058 8,131 8,095 8,137 8,065 8,073 8,075 8,058 8,141 XFe3+ 29,673 35,087 34,092 35,370 35,022 36,378 35,327 30,649 30,549 *H2O calc = 100-(∑ óxidos mayores)
ANEXO 1. Tabla 3. Análisis de microsonda electrónica y fórmula mineral de calcosina-digenita (Cc-Dg), bornita y covelina de yacimiento Lince-Estefanía, Distrito Michilla.
(Cameca SX100, Universidad de Arizona, 40 nA-elementos mayores y 200 nA-elementos traza, 25 keV, 3 µm, como condiciones analíticas).
Muestra AND327-1 Mineral Calcosina-Digenita
Cu (%wt) 78,74 78,77 78,13 77,50 78,29 78,79 78,46 78,50 78,38 78,27 78,11 77,84 78,46 78,66 78,38 78,67 79,10 78,01 Fe 0,01 0 0 0,05 0,01 0 0 0 0,01 0,01 0 0,02 0,04 0 0,05 0 0,06 0 Pb 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Zn 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0,02 0 0 0 0 0 As 0,09 0 0 0 0,05 0 0,09 0 0,15 0 0 0 0 0,09 0,01 0 0 0,05 Ag 0,02 0,02 0,02 0,01 0 0,02 0,02 0,02 0,03 0,01 0,01 0,03 0 0,01 0,02 0,01 0,01 0 S 21,02 21,16 21,11 21,68 20,96 20,91 20,87 20,87 20,88 20,76 21,43 21,44 20,96 21,10 20,98 21,29 20,68 21,15 Total 99,88 99,95 99,26 99,24 99,31 99,72 99,44 99,39 99,45 99,05 99,55 99,33 99,48 99,86 99,44 99,97 99,85 99,21 % at, Cu 65,40 65,28 65,16 64,29 65,28 65,52 65,52 65,52 65,40 65,52 64,79 64,66 65,40 65,28 65,40 65,03 65,87 65,03 % at, S 34,60 34,72 34,84 35,71 34,72 34,48 34,48 34,48 34,60 34,48 35,21 35,34 34,60 34,72 34,60 34,97 34,13 34,97 Fórmula Cu1,89S Cu1,88S Cu1,87S Cu1,8S Cu1,88S Cu1,9S Cu1,9S Cu1,9S Cu1,89S Cu1,9S Cu1,84S Cu1,83S Cu1,89S Cu1,88S Cu1,89S Cu1,86S Cu1,93S Cu,1,86S Mineral Muestra AND327-1 RL541-1 RL608-2 Mineral Cc - Dg Calcosina-Digenita Calcosina-Digenita Cu (%wt) 79,04 78,56 78,72 78,71 78,65 78,68 77,69 77,89 79,06 78,45 78,37 78,67 77,83 78,26 78,46 78,77 77,73 78,31 Fe 0,01 0 0,59 0,24 0,40 0,39 0,67 0,27 0,02 0,13 0,35 0,36 0,06 0 0,02 0,04 0 0,03 Pb 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Zn 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 As 0,03 0 0 0,02 0 0 0 0 0 0,04 0,11 0 0 0,03 0,05 0 0,01 0,01 Ag 0,02 0 0,01 0 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0 0 0 0 0 S 21,2 20,68 20,91 21,15 21,49 21,69 21,06 21,09 20,59 21,40 21,43 21,35 21,16 21,18 21,47 21,36 21,34 21,51 Total 100,33 99,24 100,23 100,12 100,55 100,77 99,44 99,26 99,68 100,04 100,27 100,40 99,06 99,47 100,00 100,17 99,08 99,86 % at, Cu 65,28 65,75 65,52 65,28 64,91 64,66 65,03 65,03 65,99 64,91 64,91 65,03 65,03 65,03 64,79 65,03 64,79 64,79 % at, S 34,78 34,25 34,48 34,72 35,09 35,34 34,97 34,97 34,01 35,09 35,09 34,97 34,97 34,97 35,21 34,97 35,21 35,21 Fórmula Cu1,88S Cu1,92S Cu1,9S Cu1,88S Cu1,85S Cu1,83S Cu1,86S Cu1,86S Cu1,94S Cu1,85S Cu1,85S Cu1,86S Cu1,86S Cu1,86S Cu1,84S Cu1,86S Cu1,84S Cu1,84S Mineral
ANEXO 1. Tabla 3. Continuación Muestra RL608-2 RL608-2 INT327-1 Mineral Calcosina-Digenita Bornita Calcosina-Digenita Cu (%wt) 79,03 78,80 78,43 78,46 78,26 64,02 64,60 64,72 65,25 64,23 64,86 64,10 78,97 78,94 Fe 0,02 0,02 0,13 0,48 0,07 10,24 10,19 10,14 9,44 9,83 9,78 10,18 0,09 0,21 Pb 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Zn 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 As 0,01 0 0 0 0 0 0,03 0 0 0,05 0 0 0 0 Ag 0 0 0 0 0 0,02 0,03 0,02 0,01 0,01 0,03 0,01 0,02 0,01 S 21,44 21,51 21,66 21,53 21,41 25,40 25,23 25,41 25,26 25,39 25,39 25,43 21,36 21,23 Total 100,50 100,33 100,218 100,47 99,74 99,68 100,08 100,29 99,96 99,51 100,06 99,72 100,44 100,39 % at, Cu 65,03 64,91 64,66 64,79 64,79 50,90 51,33 50,90 51,69 51 51,74 50,90 65,16 65,28 % at, Fe 9,18 9,18 9,18 8,55 9 8,46 9,18 % at, S 34,97 35,09 35,34 35,21 35,21 39,92 39,49 39,92 39,76 40 39,80 39,92 34,84 34,72 Fórmula Cu1,86S Cu1,85S Cu1,83S Cu1,84S Cu1,82S Cu5,1Fe0,92S4 Cu5,2Fe0,93S4 Cu5,1Fe0,92S4 Cu5,2Fe0,86S4 Cu5,1Fe0,9S4 Cu5,2Fe0,85S4 Cu5,1Fe0,92S4 Cu1,87S Cu1,88S Mineral Muestra INT327-1 INT327-1 Z818-9 Z818-9 Mineral Cc-Dg Bornita Calcosina-Digenita Covelina Cu (%wt) 79,62 78,273 64,15 64,61 64,36 64,44 64,84 77,92 77,43 77,70 77,91 77,93 69,03 70,96 69,97 Fe 0,04 0,025 10,06 9,97 9,95 9,66 9,42 0,03 0,02 0 0,03 0 0,12 0 0 Pb 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Zn 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 As 0,06 0 0,02 0,02 0,03 0 0 0 0 0 0 0,15 0 0 0,06 Ag 0,01 0,015 0,05 0,10 0,08 0,10 0,05 0,01 0,02 0,02 0,01 0,02 0,07 0,09 0,10 S 20,63 20,768 25,73 24,69 25,71 25,22 25,39 22,17 22,73 22,39 22,06 22,22 30,95 29,37 30,17 Total 100,36 99,081 100,01 99,39 100,13 99,414 99,70 100,13 100,20 100,11 100,01 100,32 100,17 100,42 100,30 % at, Cu 66,10 65,52 50,50 51,80 51,05 51,59 51,26 61,67 63,24 63,64 64,03 63,90 52,83 54,95 53,92 % at, Fe 9,10 9,10 8,91 8,73 8,54 % at, S 33,90 34,48 40,40 39,10 40,04 39,68 40,20 38,33 36,76 36,36 35,97 36,10 47,17 45,05 46,08 Fórmula C1,95S Cu1,9S Cu5Fe0,9S4 Cu5,3Fe0,93S4 Cu5,1Fe0,89S4 Cu5,2Fe0,88S4 Cu5,1Fe0,85S4 Cu1,77S Cu1,72S Cu1,75S Cu1,78S Cu1,77S Cu1,12S Cu1,22S Cu1,17S Mineral
ANEXO 1. Tabla 3. Continuación Muestra Z818-9 Mineral Covelina
Cu (%wt) 73,27 68,26 70,96 68,03 Fe 0,07 0,02 0,01 0,05 Pb 0 0 0 0 Zn 0 0 0 0 As 0 0 0,01 0,04 Ag 0,04 0,15 0,06 0,11 S 27,46 31,92 29,45 32,36 Total 100,84 100,35 100,49 100,59 % at, Cu 57,45 51,92 54,95 52,38 % at, S 42,55 48,08 45,05 47,62 Fórmula Cu1,35S Cu1,08S Cu1,22S Cu1,1S Mineral
ANEXO 1. Tabla 4. Análisis de microsonda electrónica y fórmula mineral de calcopirita (Cpy), pirita, calcosina-digenita (Cc-Dg), bornita, y anilita (An) del yacimiento Lince-
Estefanía, DM. (JEOL 8600, Laboratorio AMTEL, Universidad del Oeste de Ontario, Canadá. 20 nA, 20 keV, 3 µm, como condiciones analíticas).
Muestra DTAN276-1 Z296-31 Z296-29 Mineral Calcopirita Calcopirita Calcopirita
Cu (%wt) 34,24 34,16 34,81 34,83 35,16 34,91 34,80 35,10 34,01 34,18 34,45 Fe 29,44 29,03 28,65 29,38 28,90 29,57 29,39 27,73 28,48 28,70 28,65 Pb 0 0 0 SA SA SA SA 0,02 0,62 0,45 0 Zn SA SA SA 0 0 0 0 0 SA SA SA As 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0,05 Ag 0,01 0 0 0 0 0,01 0 0 0,02 0 0,02 Sb SA SA SA 0,01 0,04 0 0 0 SA SA SA Mn SA SA SA 0,03 0,02 0,02 0 0 SA SA SA S 33,96 34,15 33,91 33,79 33,82 34,31 34,55 34,23 34,53 34,15 34,98 Total 97,65 97,34 97,37 98,04 97,94 98,82 98,74 97,08 97,66 97,48 98,15 % at, Cu 25,36 25,33 25,86 25,76 26,03 25,57 25,46 26,10 25,22 25,41 25,26 % at, Fe 24,80 24,49 24,22 24,72 24,35 24,64 24,46 23,46 24,03 24,28 23,91 % at, S 49,84 50,18 49,92 49,52 49,62 49,79 50,08 50,44 50,75 50,31 50,83 Fórmula Cu1,02FeS2 Cu1,01Fe0,97S2 Cu1,04Fe0,97S2 Cu1,04FeS2 Cu1,05Fe0,98S2 Cu1,03Fe0,99S2 Cu1,02Fe0,98S2 Cu1,03Fe0,93S2 CuFe0,95S2 CuFe0,97S2 CuFe0,94S2 Mineral
ANEXO 1. Tabla 4. Continuación Muestra Z296-29 RL630-7 DTAN276-1 Z296-31 Mineral Cpy Calcopirita Pirita Pirita
Cu (%wt) 34,43 34,12 34,56 35,19 0 0 0,01 0,01 0,01 0 0,10 0,05 Fe 27,20 28,35 28,44 29,04 45,96 45,87 46,51 46,41 46,30 46,34 45,18 45,47 Pb 0,5 2,60 SA SA 0 1,41 0 0 0 0,24 0 0 Zn SA SA 0 0 SA SA SA SA SA SA SA SA As 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Ag 0 0 0,01 0 0 0 0 0 0 0 0,02 0,02 Sb SA SA 0,01 0 SA SA SA SA SA SA SA SA Mn SA SA 0,02 0 SA SA SA SA SA SA SA SA S 34,61 33,71 34,24 34,52 53,52 53,08 52,96 53,63 53,05 52,96 53,70 53,98 Total 96,74 98,78 97,28 98,75 99,48 100,36 99,48 100,05 99,36 99,54 99,0 99,52 % at, Cu 25,70 25,62 25,64 25,75 0 0 0 0 0 0 0 0 % at, Fe 23,10 24,22 24,01 24,18 33,02 33,16 33,52 33,19 33,38 33,44 32,62 32,60 % at, S 51,20 50,62 50,35 50,07 66,98 66,84 66,48 66,81 66,62 66,56 67,38 67,40 Fórmula CuFe0,9S2 Cu1,02Fe0,97S2 Cu1,02Fe0,95S2 Cu1,03Fe0,97S2 Fe0,99S2 Fe0,99S2 FeS2 Fe0,99S2 FeS2 FeS2 Fe0,97S2 Fe0,97S2 Mineral Muestra RL641-2 RL641-2 DTAN276-1 Mineral Calcosina-Digenita Bornita (An) alteración en Calcopirita
Cu (%wt) 78,37 80,30 79,29 78,12 79,70 79,48 79,45 79,82 79,59 80,02 63,01 62,73 62,91 73,54 69,66 Fe 0 0,03 0,03 1,89 0,01 0,02 0,10 0 0,03 0,07 10,74 10,56 10,46 2,95 5,59 Pb 1,21 0 0,20 0 0 0,08 1,48 0,72 0 0,11 0,44 1,09 0,46 0,13 1,98 Zn SA SA SA SA SA SA SA SA SA 0 SA SA 0 SA SA As 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0,01 0 0 0 0 Ag 0,03 0,03 0 0,03 0,01 0,05 0 0,09 0,06 0,05 0,03 0,03 0,10 0,02 0 Sb SA SA SA SA SA SA SA SA SA 0,03 SA SA 0 SA SA S 19,83 20,34 20,69 20,27 20,61 20,55 20,32 19,64 19,54 20,85 25,30 25,12 25,90 22,50 22,75 Total 99,44 100,7 100,21 100,31 100,33 100,18 101,35 100,27 99,22 101,13 99,53 99,53 99,83 99,14 99,98 % at, Cu 66,60 66,58 65,91 66,04 66,12 66,12 66,36 67,22 67,27 65,95 50,26 50,37 49,87 60,53 57,52 % at, Fe 9,75 9,65 9,44 2,77 5,25 % at, S 33,40 33,42 34,09 33,96 33,88 33,88 33,64 32,78 32,73 34,05 39,99 39,98 40,69 36,70 37,23 Fórmula Cu1,99S Cu1,99S Cu1,93S Cu1,94S Cu1,95S Cu1,95S Cu1,97S Cu2S Cu2S Cu1,94S Cu5Fe0,97S4 Cu5Fe0,96S4 Cu4,9Fe0,93S4 Cu1,65Fe0,08S Cu1,55Fe0,14S Mineral
ANEXO 1. Tabla 4. Continuación Muestra DTAN276-1 RL641-2 Z350-53 Mineral (An) (An) (An)
Cu (%wt) 75,29 77,10 73,79 73,33 73,20 75,25 73,47 73,07 72,46 72,91 Fe 2,3 1,44 3,3 3,81 4,23 2,14 3,78 4,13 4,10 3,73 Pb 0 0 0 0,34 0 1,34 0 0 0,22 0 Zn SA SA SA SA SA SA SA SA SA SA As 0 0 0 0 0 0 0,01 0 0,21 0,03 Ag 0,01 0 0 0 0,04 0 0 0,06 0,06 0,04 Sb SA SA SA 0,1 SA SA SA SA SA SA S 22,24 22,24 22,75 23,45 23,10 21,57 23,02 22,62 22,29 22,62 Total 99,84 100,78 99,84 101,03 100,57 100,30 100,28 99,88 99,34 99,33 % at, Cu 61,72 62,78 60,17 59,07 59,13 62,48 59,54 59,60 59,74 59,77 % at, Fe 2,15 1,33 3,07 3,49 3,89 2,03 3,49 3,83 3,84 3,48 % at, S 36,13 35,89 36,76 37,44 36,98 35,49 36,97 36,57 36,42 36,75 Fórmula Cu1,7Fe0,06S Cu1,75Fe0,03S Cu1,64Fe0,08S Cu1,58Fe0,1S Cu1,6Fe0,1S Cu1,76Fe0,06S Cu1,61Fe0,09S Cu1,63Fe0,1S Cu1,64Fe0,1S Cu1,63Fe0,09S Mineral
6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona), Extended Abstracts: 742-745
742
Origin and age of Cu-stratabound ore deposits: Michilla district, Northern Chile
Dania Tristá-Aguilera 1, Joaquín Ruíz 2, Fernando Barra 2, Diego Morata 3, Oscar Talavera-Mendoza 4, Shoji Kojima 1, & Fernando Ferraris 5
1 Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Av Angamos 0610, Casilla 1280, Antofagasta, Chile; e-mail: [email protected] 2 Department of Geosciences, The University of Arizona, Tucson, AZ 85721, USA 3 Departamento de Geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 4 U.A Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Guerrero, A.P.197, Taxco Guerrero, 40200 Mexico 5 Superintendencia de Geología, Minera Michilla S.A., Mejillones, Región de Antofagasta, Chile KEYWORDS: Re-Os isotope, Cu-stratabound deposits, Coastal Cordillera, Chile
INTRODUCTION
The copper stratabound ore deposits hosted in the Jurassic volcanic sequence of La Negra Formation,
represent, after the porphyry copper deposits, the second most important source of copper in Chile. These
deposits form a metallogenetic province that extends throughout the present Coastal Cordillera of northern Chile,
between 22º and 26º Latitude S (Figure 1).
Direct ages of Cu mineralization are not available and most geochronological constraints are inferred from the
hosting volcanic rocks and gabbroic-dioritic intrusions spatially related to the ore bodies and thought to postdate
the main mineralization event (e.g. Niemeyer et al., 1990). The ages obtained for the hosting La Negra
Formation volcanic rocks ranging between 186 ± 14 Ma and 172.3 ± 0.9 Ma (e.g. Rogers, 1985; Venegas et al.
1991; Oliveros et al. 2004a). Intrusives cutting volcanic sequence range in age from 112 to 168 Ma (e.g.
Astudillo, 1983; Boric et al., 1990; Venegas et al., 1991; Oliveros et al., 2004b). Consequently, mineralization
occurred some time between 186 and 112 Ma. The Michilla District represents the largest and most important
district in this Cu-stratabound metallogenetic province and includes some of the most representative cupriferous
deposits. The Lince-Estefanía deposit, the most important ore body in this district, was selected to carry out Re-
Os and sulfur isotopic studies in order to better constrain the age of mineralization and the origin and nature of
mineralizing fluids.
LINCE-ESTEFANÍA GEOLOGY
The Lince – Estefanía deposit is located 130 km NNE from Antofagasta, northern Chile. At the deposit, La
Negra Formation consists exclusively of a thick sequence of andesitic lava flows forming a monoclinal structure
with a general orientation N60ºE/45ºNW. The volcanic sequence is intruded by numerous dykes and small
stocks of gabbroic-dioritic composition (Figure 1). Some intrusives, mainly small stocks, form a breccia body
with volcanic clasts and intrusive matrix. The main orientation of these bodies is NE with dip SE. Although
intrusives have been classically considered to postdate the main mineralization event, our observations and the
high Cu contents recorded in some intrusions (Minera Michilla S.A report 2003, unpublished data), strongly
suggest that some intrusives were affected by the mineralization and accordingly, predate it. Both, volcanic rocks
and intrusives are covered with semi-consolidated coarse-grained sediments of Cenozoic age (e.g. Boric et al.,
1990).
6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona), Extended Abstracts: 742-745
743
Figure 1. Geologic map and distribution of the
main Cu-stratabound deposits at the Coastal
Cordillera, northern Chile, between 22º - 26º
Latitude S.
MINERAL PARAGENESIS
Ore minerals consist principally of Cu sulfides and Cu oxides. Sulfides include chalcocite (Cu1.8-1.94S), bornite
(Cu5-5.3Fe0.85-0.93S4), covellite (Cu1-1.35S) and chalcopyrite. Cu oxides include predominantly atacamite and
chrysocolle. These minerals occur in permeable zones of the wall-rocks. The ore minerals form a recognized
mineralized column of ~ 1000 m, and they form a vertical zoning with sulfide phases occurring mainly in the
deepest levels and oxides dominating near surface.
Sulfides occur in multi-stages of mineralization. The earliest stage is characterized by pyrite and chalcopyrite.
Contents of both pyrite and chalcopyrite are minor compared with the other sulfides (chalcocite and bornite).
Pyrite is rarely associated with Cu sulfides and occurs mainly in the breccia zones and also disseminated in some
afanitic andesitic (generally, below 250 m a.s.l). The chalcopyrite mainly occurs below 250 m a.s.l. The main
cupriferous mineralization corresponds to abundant whitish-gray chalcocite and minor bornite. When they
appear together, they form intergrowth textures that may have formed either by chalcocite replacement of
6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona), Extended Abstracts: 742-745
744
bornite, or by exsolution. The occurrence of myrmekitic textures between these minerals, mutual smooth
boundaries of the bornite grains against chalcocite, and grains of chalcocite within bornite coexisting with grains
of bornite within chalcocite, suggest the latter. Native copper and native silver occur in small amounts associated
mainly to chalcocite.
An important characteristic observed in many samples, is the textural relationship between chalcocite,
bornite and hematite. Hematite forms a clear textural relationship that suggests it was deposited after these Cu
sulfides. The minerals of alteration related to the cupriferous mineralization comprise chlorite – epidote – albite
(±) – quartz (±), actinolite (-). Covellite, chalcocite, atacamite and chrysocolle are principal products of
supergene mineralization. Covellite replaces chalcopyrite, chalcocite and bornite. Secondary chalcocite (bluish
color) is observed in discrete abundance and forms replacement textures after chalcopyrite and bornite. The
copper oxides show intergrowth textures between them. It is common to observe replacements of chalcocite by
chrysocolle and cuprite. In this paragenetic stage, calcite is the most abundant alteration mineral. Quartz and
minor gypsum also occur in this stage. Hematite is locally replaced by goethite.
RE-OS ISOTOPIC GEOCHEMISTRY
Osmium concentrations of 4 samples of chalcocite and chalcocite+bornite association range from 0.012 to
0.031 ppb, with rhenium concentrations from 0.186 to 1.789 ppb. Measured 187Re/188Os ratios range from 75.801
to 366.782 and the 187Os/188Os ratios vary between 1.26629 and 2.07729. These samples form an isochron age of
159 ± 16 Ma (2 ) (MSWD = 1.8) and an initial 188Os/187Os ratio of 1.059 ± 0.084.
The Re-Os chalcocite and minor chalcocite-bornite association age of 159 ± 16 Ma obtained from samples
without hematite and covellite is interpreted as the best age of the main mineralization event of Lince-Estefania
deposit. Results suggest that the occurrence of hematite, and probably covellite as mineral alteration in the
chalcocite and chalcocite+bornite association, produce disturbance in the Re-Os systematic and, consequently,
erratic ages can be obtained in comparison with the main mineralization age of the Lince-Estefania deposit. In
fact, both a gain and loss of Re is observed, when hematite is present. This fact suggests that the Re-Os isotope
in the hematite-bearing samples is mainly disturbed by the hematite occurrence. The results would indicate that
Os was not a mobile element when is compared with Re during post-depositional process. In this sense, our
assumption is agree with evidence that suggest that Os is not mobile element in arc environments (Becker, 2000)
and that Re is 102 – 104 times more soluble than Os in high fO2 fluids (Xiong and Wood, 1999). The abundant
hematite content at Lince-Estefanía deposit would indicate high fO2 conditions and according Xiong and Wood
(1999), would favor the Re mobility.
All 34S values of the Cu-sulfides (chalcocite and bornite) vary in a narrow range from –1.6 to +0.4 ‰,
including 34S = 0 ‰ for a chalcopyrite sample, indicating a magmatic origin for the ore-forming sulfur.
However, the initial 187Os/188Os ratio obtained for an age of 159±16 Ma of the Lince-Estefanía deposit, is 1.059 ±
0.084. This value is much more radiogenic than the chondritic reference 187Os/188Os ratio of 0.1259 at this age.
This suggests a significant crustal contribution for the source of Os in the Cu sulfides analyzed.
6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG 2005, Barcelona), Extended Abstracts: 742-745
745
CONCLUSIONS
The age of the main Cu sulfide mineralization event obtained to Lince-Estefanía deposit is 159±16 Ma. This
age would indicate that the principal mineralization event for the stratabound Cu deposits hosted in La Negra
Formation occurred during evolution of the Jurassic to Early Cretaceous magmatic arc developed in the present
Coastal Cordillera, northern Chile.
A magmatic origin is proposed for sulfur of the principal Cu sulfides occurring in the mineralization,
meanwhile some contamination of the mantle-derived fluids with the lower crust is necessary to explain the
initial 187Os/188Os ratios of 1.059 ± 0.084 ( Os = (+723.8 - +776.9) obtained from the hypogene Cu and Cu-Fe
sulfides in this Jurassic Cu-stratabound ore deposit from the Coastal Cordillera in northern Chile.
Acknowledgements
We thank geologists and assistants of Department of Geology of Minera Michilla S.A for allowing us to make this study and its geological contribution. We thank Mark Baker, John Chesley, Christopher Eastoe and Kenneth Domanik of The University of Arizona for their help in laboratory works. This study was partially supported by MECESUP-Chile scholarship and Minera Michilla S.A.
References
Astudillo O (1983) Geología y metalogénesis del distrito minero Carolina de Michilla, Antofagasta, II Región, Chile. Thesis, Universidad del Norte, Departamento de Geociencias, Antofagasta, 131 p.
Becker H (2000) Re-Os frctionation in eclogites and blueschists and the implications for recycling of oceanic crust into the mantle. Earth Planet Sci Lett 177: 287 – 300.
Boric R, Díaz F, Maksaev V (1990) Geología y yacimientos metalíferos de la Región de Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín Nº40, 246 p.
Niemeyer H, Standen R, Venegas R (1990) Geología del Distrito Minero Carolina de Michilla. Proyecto de Exploración Geología Distrital. Compañía Minera Michilla S.A. Informe Inédito, 2 Tomos, 375 p.
Oliveros V, Féraud G, Aguirre L, Fornari M (2004a) Beginning of the Andean subduction system: New 40Ar/39Ar age and geochemical data from the Coastal Range, Northern Chile (18º30’-24ºS, 70-70º30’W), CD-R, IAVCEI, Pucón, Chile.
Oliveros V, Féraud G, Aguirre L, Fornari M, Ramirez L, Palacios C, Parada MA, Tristá D (2004b) 40Ar/39Ar dating of magmatic, alteration and copper mineralisation events related to the Mesozoic subduction system in the Coastal Range, Northern Chile (22-24º S, 70-70º30’W), CD-R, IAVCEI, Pucón, Chile.
Rogers G (1985) A geochemical traverse across the north Chilean Andes. Ph.D. Thesis (Unpublished), Open University, Department of Earth Sciences, 333 p.
Venegas R, Munizaga F, Tassinari C (1991) Los yacimientos de Cu-Ag del distrito Carolina de Michilla, Región de Antofagasta, Chile: nuevos antecedentes geocronológicos. Congreso Geológico Chileno, Nº6, Actas, Vol.1: 452-455, Viña del Mar.
Xiong, Y and Wood, S A (1999) Experimental determination of the solubility of ReO2 and dominant oxidation state of rhenium in hydrothermal solutions. Chem Geol 158: 245 – 256.
Miner DepositaDOI 10.1007/s00126-006-0048-8
LETTER
Dania Tristá-Aguilera . Fernando Barra . Joaquin Ruiz . Diego Morata .Oscar Talavera-Mendoza . Shoji Kojima . Fernando Ferraris
Re–Os isotope systematics for the Lince–Estefanía deposit:constraints on the timing and source of copper mineralizationin a stratabound copper deposit, Coastal Cordilleraof Northern ChileReceived: 6 May 2005 / Accepted: 30 December 2005# Springer-Verlag 2006
Abstract The Lince–Estefanía stratabound copper depositin the Michilla district is one of the most important depositsin the Coastal Cordillera of northern Chile and is one of themost representative of this type of deposit. Chalcocite andbornite characterize the main stage of hypogene coppersulfide mineralization. Rhenium and osmium isotopes areused here to constrain the age of hypogene mineralizationand the source of osmium contained in these ore minerals.A Re–Os isochron yielded an age of 160±16 Ma (2σ), with
an associated initial 187Os/188Os ratio of 1.06±0.09 (meansquare of weighted deviates=1.8). This age is consistentwith available geochronological data from volcanic rocksthat host the mineralization and associated alterationphases. The high initial 187Os/188Os ratio indicates alower crustal component for the source of Os and, byinference, the Cu sulfides that contain this Os. Latehematite occurs as an isolated phase or, more commonly, isassociated with the chalcocite–bornite and supergenechalcocite–covellite associations. Analyses performed onpure hematite indicate a disturbance of the Re–Os system,and hence, this mineral phase is not useful as a Re–Osgeochronometer.
Keywords Re–Os isotopes . Stratabound Cu deposits .Jurassic . Coastal Cordillera . Chile
Introduction
The copper ore deposits hosted in the Jurassic volcanicsequence of the La Negra Formation (García 1967), referredto either as “manto type” (Ruíz et al. 1971) or “strataboundcopper deposits” (e.g., Boric et al. 1990; Vivallo andHenríquez 1998), represent, after porphyry copper and Fe-oxide–Cu–Au deposits (e.g., Candelaria), the third mostimportant source of copper in Chile (Minera Michilla S.A.Annual Report, 2004). These deposits form a metallogeneticprovince that extends throughout the present CoastalCordillera of northern Chile, between 22 and 26°S. In spiteof their economic importance and wide distribution, thestratabound copper deposits are poorly understood and theirepigenetic vs syngenetic formation has been a matter ofdebate (e.g., Ruíz et al. 1971; Losert 1973; Espinoza 1982;Sato 1984; Espinoza and Orquera 1988; Klohn et al. 1990;Vivallo and Henríquez 1998; Kojima et al. 2003).
To properly evaluate any genetic model, it is critical todetermine the age of mineralization. Direct ages of Cumineralization are not available and most geochronologicalconstraints are inferred from the hosting volcanic rocks and
Editorial handling: M. Chiaradia
D. Tristá-Aguilera (*) . S. KojimaDepartamento de Ciencias Geológicas,Universidad Católica del Norte,Av Angamos 0610,Casilla 1280, Antofagasta, Chilee-mail: [email protected]
F. Barra . J. RuizDepartment of Geosciences,The University of Arizona,Tucson AZ 85721, USA
F. BarraInstituto de Geología Económica Aplicada,Universidad de Concepción,Casilla 160-C,Concepción Chile
D. MorataDepartamento de Geología,Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas,Universidad de Chile,Plaza Ercilla 803,Santiago Chile
O. Talavera-MendozaU.A Ciencias de la Tierra,Universidad Autónoma de Guerrero,A.P.197,Taxco Guerrero 40200, Mexico
F. FerrarisSuperintendencia de Geología,Minera Michilla S.A. km 110 camino a Tocopilla,Mejillones Segunda Región de Antofagasta, Chile
gabbroic–dioritic intrusions spatially related to the orebodies (e.g., Espinoza and Orquera 1988; Niemeyer etal. 1990). Rogers and Hawkesworth (1989) and Venegas etal. (1991) reported Rb–Sr isotopic ages of 186±14 Ma(whole rock) and 173±19 Ma, respectively, for the hostingLa Negra Formation volcanic rocks. Recently, Oliveros etal. (2004a) obtained 40Ar–39Ar plagioclase ages of 172.3±0.9 Ma and 173.6±1.4 Ma for the La Negra Formation. K–Ar (whole-rock and plagioclase) and Rb–Sr geochronologyon plutonic rocks that intruded the volcanic sequenceyielded ages that range from 112 to 168 Ma (e.g., Palaciosand Definis 1981; Astudillo 1983; Espinoza andOrquera 1988; Boric et al. 1990; Venegas et al. 1991;Oliveros et al. 2004b). Consequently, the timing ofmineralization can be constrained to between 186 and112 Ma.
The Michilla district in northern Chile is the largestcopper district in the stratabound metallogenetic provincewith a copper production of ∼50,200 t in 2004 (MineraMichilla S.A. Annual Report 2004). The district containssome of the most representative ore deposits of this type.The Lince–Estefanía (former Susana-Lince) deposit is themost important ore body containing the highest Curesource in this district and was selected for a Re–Osisotopic study to constrain the age of mineralization and thesource of Os, and, by inference, the source of the oremetals.
Geological background
The stratabound copper deposits of northern Chile arehosted mainly in the high-K calc-alkaline to tholeiiticandesitic–basaltic volcanic sequence of the La NegraFormation (i.e., García 1967; Chávez 1985). This formationwas emplaced predominantly on a thinned pre-Jurassiccontinental crust, as a consequence of an extreme oblique
movement of the Pacific Phoenix Plate in the SSE directionrelative to the continental margin (e.g., Scheuber andReutter 1992; Scheuber and González 1999). Low initial87Sr/86Sr ratios of these Jurassic volcanic rocks (0.7029 to0.7035; Rogers and Hawkesworth 1989) and their majorand trace element geochemistry support an extensionaltectonic setting and are consistent with a mantle originwithout appreciable crustal contamination (e.g., Lucassenand Franz 1994).
Plutonic bodies intruding the La Negra Formation havebeen grouped in the Coastal Batolith plutonic unit. Thecomposition of these intrusions ranges from diorite to graniteand they have initial 87Sr/86Sr ratios from 0.7032 to 0.7049(Rogers and Hawkesworth 1989; Marinovic et al. 1995).Available geochronological data indicate that the emplace-ment of the plutonic bodies occurred mainly between 147and 168 Ma (Espinoza and Orquera 1988; Boric et al. 1990;Maksaev 1990). In addition, dioritic to gabbroic andandesitic subvolcanic bodies intruded the volcanic sequenceas dikes and small stocks. The spatial relationship of some ofthese bodies with the Cu-stratabound deposits has been usedto suggest a genetic link between these minor intrusions andthe copper mineralization (Palacios and Definis 1981;Espinoza 1981, 1982; Espinoza and Palacios 1982; Wolf etal. 1990). The ages obtained from these subvolcanic bodiesrange between 112 and 168 Ma (e.g., Astudillo 1983;Espinoza and Orquera 1988; Boric et al. 1990; Venegas etal. 1991; Oliveros et al. 2004b). 40Ar–39Ar plateau ages forplagioclase, biotite, and amphibole from intrusive rockswere recently reported byOliveros et al. (2004a,b), with agesranging from 136.1±1.8 to 155.3±1.6 Ma (2σ). Theseauthors also provide indirect age determinations of thecopper mineralization by dating associated intrusions andalteration minerals using the 40Ar–39Ar method. Theirresults constrain the mineralization to between 138.1±2.0 Ma and 154.4±3.9 Ma (2σ) (Oliveros et al. 2004b).
Fig. 1 Geologic map and dis-tribution of the main strataboundCu deposits in the Michilladistrict, northern Chile
Lince–Estefanía geology
The Lince–Estefanía deposit, also known as Susana-Lincedeposit (Kojima et al. 2003), is the most important sourceof copper in the Michilla district (Fig. 1). During 2004 itcontributed ∼80% of the Cu produced within the district,with an average grade of 0.8% Cu and 2.3% Cu at the Linceand Estefanía areas, respectively (Minera Michilla S.A.Annual Report, 2004). The deposit is located 130 km NNEfrom Antofagasta, northern Chile. At the deposit, the LaNegra Formation consists exclusively of a thick sequenceof andesitic lava flows forming a monoclinal structure witha general orientation of N60°E/45°NW. Individual lavaflows range typically from 2 to 10 m in thickness and showtextural variations from breccia in the bottom of the flows,through aphanitic and porphyritic in the middle of theflows, and to amygdaloidal at the top of the flows.
Numerous dikes ranging between 10 cm and 30 m inthickness and small stocks of gabbroic–dioritic and daciticcomposition intrude the volcanic sequence, nearly perpen-dicular to the bedding, with a NE orientation and SE dip.These dikes can be classified in two categories based oncomposition and temporal relation with the mineralization:(1) calc-alkaline diorite dikes interpreted as prehypogeneCu mineralization and (2) porphyritic hornblende-bearingcalc-alkaline dacitic dikes that postdate Cu mineralization.
The copper sulfides form parallel to subparallel (strat-iform) and discordant breccia bodies, with veinlet forma-tion locally. The stratiform bodies are the most commonand abundant form of mineralization, and have the highestCu content close to intrusives. The breccia bodies aregenerally located around the largest dioritic intrusions andextend laterally from the intrusions grading into stratiformbodies (“mantos”). Field and petrographic observationscoupled with chemical analyses of copper ore suggest thatcopper sulfides in both types of ore bodies (stratiform ormantos and breccias) were formed by the same processes.Ore bodies are variable in size and range from 3 to 20 m inthickness with lateral extensions of up to 120 m along thestrike and up to 200 m along the dip of the volcanic layers.
Ore minerals consist mainly of Cu sulfides and Cuoxides. Copper sulfides are represented by chalcocite(hypogene and supergene), bornite, covellite, and chalco-pyrite, whereas Cu oxides predominantly include atacamiteand chrysocolla. The ore minerals display a vertical zoningwith sulfide phases occurring in the deepest levels [below250 m above sea level (m.a.s.l.)] and oxides dominatingnear the surface (above 500 m.a.s.l.). A mixed-ore zone(oxide–sulfide) occurs between these two levels. Cu oxidesalso occur in trace amounts in the whole mineralizedcolumn (∼1,000 m currently recognized). The alterationminerals related to the main Cu-sulfide mineralization arechlorite, epidote, and albite, with scarce quartz andactinolite (Wolf et al. 1990; Kojima et al. 2003), whereasthe alteration mineral assemblage related to the Cu-oxidemineralization is calcite and gypsum with minor quartz.
Analytical methods
Representative samples were collected from drill core andunderground works. Sample locations relative to thestratigraphy are shown in Fig. 2. Ore minerals and theirassociated alteration assemblages were studied under themicroscope to determine the paragenetic sequence. Severalwell-constrained samples were analyzed using Re–Ossystematics to determine the age of the hypogenemineralization. The isochron approach not only allows usto determine the age of mineralization but also the source ofOs contained in the sulfides.
Cc
0.1 mm
Bn
Hm
Hm
Fig. 3 Reflected light photomicrograph showing the texturalrelationship between bornite (Bn) and chalcocite (Cc), and lateintergrown hematite (Hm)
Fig. 2 Schematic cross-section showing the general geology of theLince–Estefanía deposit and the location of samples used in thepresent study
Two pure chalcocite samples (AND327-1 and AND327-2) and two samples of a mixture of chalcocite (90–95%)and bornite (10–5%) (RL608-2 and RL541-4) wereanalyzed for Re–Os isotopes to constrain the age of thehypogene mineralization. The close association of chalco-cite and bornite in exsolution textures (Fig. 3) makes itvirtually impossible to separate these different butcogenetic sulfide phases. In addition, nine samplescontaining the association chalcocite–bornite–hematiteand one sample containing chalcocite–covellite–hematitewere also analyzed (Table 1). In these cases, it was alsoimpossible to separate the copper sulfides from hematite(Fig. 3) and the samples analyzed were mixtures of coppersulfides and late hematite. Replicate analyses of a singlesample of pure hematite were also performed. The analysesof these associations were done to evaluate: (1) theinfluence of hematite in the Re–Os analyses and (2) toevaluate the mineral hematite for Re–Os geochronology.
Samples with fine-grained disseminations were ground,sieved, and separated by heavy liquids using methyl-iodideand a Frantz magnetic separator. The samples were thenanalyzed following the procedure described by Mathur etal. (2000) and Barra et al. (2003). Briefly, 0.7–1.7 g ofsample was loaded in a Carius tube with Re (185Re) and Os(190Os) spikes and 16 ml of a 3:1 mixture of HNO3 (16 N)and HCl (10 N) following the method indicated by Shireyand Walker (1995). To overcome the Claus effect and toachieve complete oxidation, 3 ml of hydrogen peroxide(30%) was also added in the Carius tube, as suggested byFrei et al. (1998). Samples and solutions were heated in anoven at 240°C for ∼12 h. After complete dissolution andhomogenization of samples, Os was separated from thesolution in a two-step distillation process following theprocedure described by Nägler and Frei (1997). Os wasfurther purified using a microdistillation technique (Bircket al. 1997).
The Re remaining in solution from the distillationprocess was dried-down and redissolved in 0.1 N HNO3
solution. Rhenium was purified through a two-stage
1.0
1.2
1.4
1.6
1.8
2.0
2.2
2.4
0 100 200 300 400
187Re/188Os
187 Os/188 Os
Age = 160 ± 16 MaInitial187Os/188Os =1.06 ± 0.09
MSWD = 1.8
A
0
2
4
6
0 1000 2000 3000 4000
187Re/188Os
187 Os/188 Os
B
Re gain or Os loss
Re loss or Os gain
Fig. 4 Re–Os plots for mineral associations from Lince–Estefaníadeposit. a Four-point isochron of hypogene Cu sulfide mineralizationobtained from analyses of two pure chalcocite samples (black squares)and two chalcocite–bornite samples (black diamonds). b Re–Osanalyses from chalcocite–bornite–hematite (black circles), chalcocite–covellite–hematite (black triangle), and pure hematite (open circles)mineral associations. The isochron from a is also plotted as reference(see text for discussion). Data plotted using Isoplot (Ludwig 2001)
Table 1 Re–Os data for puremineral phases and mineralassociations from theLince–Estefaníadeposit
Calculated initial 187Os/188Osratios are using an age of160 MaCc chalcocite, Bn bornite, Hmhematite, Cv covelliteaInitial derived from isochron(Fig. 4a)
Sample Mineral association Os (ppt) Re (ppb) 187Re/188Os 187Os/188Os 187Os/188Os initial
AND327-1 Cc 31 1.79 350.6±6.7 1.97±0.04 1.06a
AND327-2 Cc 15 0.89 366.8±10.3 2.08±0.05 1.06a
RL-541-1 Cc±Bn 15 0.19 75.8±3.8 1.27±0.07 1.06a
RL-608-2 Cc±Bn 12 0.50 260.7±11.0 1.74±0.09 1.06a
Z-296-18 Cc±Bn±Hm 22 0.62 179.6±5.7 1.75±0.06 1.23INT327-1 Cc±Bn±Hm 24 2.30 747.1±20.4 3.89±0.12 1.82INT327-2 Cc±Bn±Hm 26 2.49 773.5±30.0 4.93±0.19 2.75Z-300 Cc±Bn±Hm 18 0.72 233.6±7.3 1.26±0.04 0.62Z-300-1A Cc±Bn±Hm 15 0.40 149.1±7.0 0.72±0.04 0.30RL-530 Cc±Bn±Hm 11 0.50 246.4±9.4 1.06±0.03 0.40RL-635 Cc±Bn±Hm 10 0.76 464.4±17.2 1.49±0.05 0.25RL-641-2 Cc±Bn±Hm 7 0.23 193.0±13.1 0.91±0.06 0.38RL-641-4 Cc±Bn±Hm 16 0.25 87.6±3.2 0.93±0.04 0.66RL-537-5-1 Hm 18 9.42 2,934.5±117.4 0.91±0.03 −6.64RL-537-5-2 Hm 18 3.68 1,128.2±41.6 0.90±0.03 −2.03Z-818-9 Cc±Cv±Hm 16 5.06 1,883.3±55.4 1.74±0.05 −3.19
column using AGI-X8 (100–200 mesh) resin. The columnwas washed with water and then treated with 8 N HNO3
followed by 0.1 N HNO3. The sample is loaded in thecolumn and then rinsed three times with 0.1 N HNO3.Rhenium is finally recovered with 8 N HNO3. This solutionis dried down and the whole process is repeated for thesecond stage using smaller-size columns. Finally, purifiedosmium and rhenium were loaded on platinum filamentswith Ba(OH)2 to enhance ionization and nickel filamentswith Ba(NO3)2, respectively.
The samples were analyzed by negative thermal ionmass spectrometry (Creaser et al. 1991; Völkening etal., 1991) on a VG 54 mass spectrometer. Total blanks forlow-concentration samples were 12±3 pg for Re and 1±0.5 pg of Os. The 187Os/188Os composition of the blankwas 0.181±0.006. Isochron regression was calculated usingIsoplot (ver. 2.49) of Ludwig (2001). All results are shownin Table 1 and Fig. 4.
Discussion
Age of hypogene copper mineralization
The Re–Os age of 160±16 Ma (2σ) obtained from samplesof chalcocite and the chalcocite–bornite association, with-out hematite or covellite, is interpreted as the age ofhypogene sulfide mineralization at the Lince–Estefaníadeposit. This Re–Os age of 160±16 Ma (Fig. 4a) overlapswithin error with the 40Ar–39Ar ages of 172.3±0.9 and173.6±1.4 Ma reported for the La Negra Formation in theAntofagasta area (Oliveros et al. 2004a) and it is also ingood agreement with 40Ar–39Ar plateau ages (138.1±2.0 to154.4±3.9 Ma) obtained from alteration minerals in theJuárez ore deposit in the Michilla district (Oliveros etal. 2004b). These ages indicate that copper mineralizationin the district occurred shortly after the emplacement of thevolcanic rocks of the La Negra Formation, with severaldiscrete and possibly contemporaneous pulses of miner-alization between ∼160 and ∼140 Ma.
Hematite as a Re–Os geochronometer?
The presence of hematite associated with copper mineralsand as a single phase presents an opportunity to evaluatethe behavior of Re and Os in this oxide mineral. Replicateanalyses of pure hematite gave variable 187Re/188Os atconstant 187Os/188Os (Fig. 4b). If the Re–Os system hasremained closed in this mineral, then these results wouldindicate that hematite precipitated recently and with a low187Os/188Os initial ratio (∼0.9; Fig. 4b). Moreover, theresults show that pure hematite has similar Os concentra-tions than pure chalcocite and chalcocite-bornite samples,but significantly higher Re concentrations compared withthe chalcocite, chalcocite-bornite, chalcocite-bornite-he-matite and chalcocite-covellite-hematite mineral associa-tion than those of pure chalcocite and chalcocite–bornitesamples, but pure hematite has significantly higher Re
concentrations. Experimental studies indicate that Re is102–104 times more soluble than Os in high fO2 fluids(Xiong and Wood 1999). The presence of abundanthematite at the Lince–Estefanía deposit indicates highfO2 conditions and, consequently, Re mobility can beexpected to be much higher than Os mobility. This oxidizedfluid, probably of nonmagmatic origin (Kojima etal. 2003), interacted with some hypogene copper sulfidesremobilizing preferentially Re over Os, and precipitatinghematite with a high Re content.
Re–Os analyses of mineral associations that containhematite do not form an isochron and none of theseanalyses fall within the isochron formed by chalcocite andsamples from the chalcocite–bornite association (Fig. 4b).This is expected because petrographic evidence shows thathematite is mostly late in the system (Fig. 3). The analysesof samples of the chalcocite–bornite–hematite associationare scattered within the Re–Os plot. These aberrant resultsare caused either by the presence of hematite and/or by theinteraction of oxidized fluids, which were responsible forthe formation of hematite, with the hypogene coppersulfides. Hence, the calculated 187Os/188Os initial ratios(Table 1) of this mineral association (chalcocite–bornite–hematite) have no geological meaning.
Numerous studies have shown open system behavior ofthe Re–Os isotopic system in various sulfide phases(Marcantonio et al. 1993; McCandless et al. 1993;Marcantonio et al. 1994; Foster et al. 1996; Lambert etal. 1998; Xiong and Wood 1999, 2000). In addition, somestudies indicate that some phases are more susceptible toremobilization of Re and/or Os than others (Ruiz andMathur 1999; Morelli et al. 2004). In the Urad–Hendersonporphyry Mo deposit, USA, Ruiz and Mathur (1999)showed that magnetite was less susceptible to disturbancethan associated sulfides. Morelli et al. (2004) concludedthat sphalerite is subject to disturbance in the Red Dog Zn–Pb–Ag deposit, AK, whereas pyrite samples remainedunaffected. In the present study we provide evidence thathematite is affected by open system behavior andconstitutes a poor geochronometer, whereas the analyzedsamples of pure chalcocite and samples of chalcociteintergrown or associated with bornite through exsolutiontextures (chalcocite–bornite association) have remainedclosed.
Source of osmium
The marked different chemical behavior of Re compared toOs during mantle melting processes makes this system auseful tool in evaluating crust–mantle interactions, andhence allows us to estimate the source of Os contained inore minerals. In this study, the initial 187Os/188Os from thechalcocite and chalcocite–bornite isochron is 1.06±0.09(Fig. 4a). This value is much more radiogenic than thechondritic reference 187Os/188Os ratio of ∼0.13 at 160 Ma.In consequence, the Os contained in these sulfides has asignificant crustal component, and hence we infer that the
Cu sulfides that contain this radiogenic Os also have acrustal component.
Two different possibilities can be evaluated as the source ofOs (and copper) for these deposits: (1) volcanic rocks of theLa Negra Formation and (2) lower crustal lithologies. Thevolcanic rocks of the La Negra Formation were mainlyemplaced on a thinned pre-Jurassic continental crust, andgeochemical studies support a mantle origin without appre-ciable crustal contamination (Rogers andHawkesworth 1989;Lucassen and Franz 1994). Although there are no Re–Os dataavailable for these rocks, it can be inferred that their187Os/188Os ratio would be relatively low due to theirproposed mantle origin. On the other hand, the considerationof the Cu concentration in these volcanic rocks (∼100–300 ppm; Ruíz et al., 1971; Campano and Guerra 1979) andsimple mass balance calculations indicate that a considerablevolume of rock is required for the formation of these mantodeposits. This appears inconsistent with the relativelyrestricted volume of altered rock associated with the coppermineralization. Lower crustal rocks have highly variable Oscompositions but are, in general, more radiogenic than uppercrustal lithologies (Lambert et al. 1999). It follows then, andconsidering the geological setting of the Coastal Cordillera ofnorthern Chile during Jurassic–Early Cretaceous times, thatthe Os, and possibly the copper, in the statabound copperdeposits have a lower crustal component.
Conclusions
The Re–Os isochron age of 160±16 Ma obtained fromchalcocite and chalcocite–bornite samples is the first directage determination of the hypogene mineralization of thestratabound copper ore deposits in northern Chile. This ageis in good agreement with geochronological information onassociated volcanic host rocks and alteration minerals andsupports the notion that Cu mineralization occurred duringthe evolution of the Jurassic to Early Cretaceous magmaticarc in the present Coastal Cordillera.
Re–Os analyses of samples of hematite and of the Cusulfide–hematite association indicate that hematite issubject to open system behavior and is not a reliablemineral for Re–Os geochronology.
The initial 187Os/188Os ratio of 1.06±0.09 obtained fromthe regression line of hypogene Cu and Cu–Fe sulfidesindicates a lower crustal component for the source of Osand, by inference, for the hypogene copper sulfidemineralization.
Acknowledgements We thank the Geology department of MineraMichilla SA for their help and geological contribution. We thankMark Baker and John Chesley of The University of Arizona for theirassistance with the analytical work. We thank John Chesley andVictor Valencia for helpful comments and discussions. The manu-script has also benefited from reviews by Anders Schersten and ananonymous reviewer. Editorial comments by Bernd Lehmann aregreatly appreciated. This study was partially supported by aMejoramiento de la Equidad y la Calidad de la EducaciónSuperior-Chile scholarship and Minera Michilla SA.
References
Astudillo O (1983) Geología y metalogénesis del distrito mineroCarolina de Michilla, Antofagasta, II Región, Chile. Thesis,Universidad del Norte, Departamento de Geociencias, Antofa-gasta p 131
Barra F, Ruiz J, Mathur R, Titley S (2003) A Re–Os study of sulfideminerals from the Bagdad porphyry Cu–Mo deposit, northernArizona, USA. Miner Depos 38:585–596
Birck JL, RoyBarman M, Capmas F (1997) Re–Os measurements at thefemtomole level in natural samples. Geostand Newsl 20:19–27
Boric R, Díaz F, Maksaev V (1990) Geología y yacimientosmetalíferos de la Región de Antofagasta. Servicio Nacional deGeología y Minería, Santiago, Bol 40, p 246
Campano P, Guerra N (1979) Contribución al estudio geoquímico derocas volcánicas del Norte de Chile comprendidas entre laslatitudes 22°00′ y 26°30′S. Actas 2do Congreso GeológicoChileno, Arica, pp J109–J126
Chávez W (1985) Geological setting and the nature and distributionof disseminated copper mineralization of the Mantos Blancosdistrict, Antofagasta province, Chile. Ph.D. Thesis, CaliforniaUniversity
Creaser RA, Papanastassiou DA, Wasserburg GJ (1991) Negativethermal ion mass spectrometer of Os, Re and Ir. GeochimCosmochim Acta 55:397–401
Espinoza S (1981) Esbozo metalogénico del Distrito Carolina deMichilla, Segunda Región, Chile. Actas 1er Coloquio sobreVolcanismo y Metalogénesis, Departamento de Geociencias,Universidad del Norte, Antofagasta, pp 71–79
Espinoza S (1982) Definición del tipo diseminado infravolcánico desulfuros de cobre, vol. 3. Actas 3rd Congr Geológico Chileno,Concepción, pp E201–E219
Espinoza S, Palacios C (1982) Metalogénesis de los yacimientos decobre en la Cordillera de la Costa entre Taltal y Tocopilla (22°–26° S), Chile, vol 3. Actas 5th Congr Latinoamericano deGeología, Buenos Aires, pp 51–63
Espinoza S, Orquera W (1988) El yacimiento de cobre BuenaEsperanza, geología y alteración de la zona de superficie.Nuevas evidencias sobre edad y génesis, vol. 3. Actas 5thCongr Geológico Chileno, Santiago, pp G1–G20
Foster JG, Lambert DD, Frick LR, Maas R (1996) Re–Os isotopicevidence for genesis of Archean nickel ores from uncontam-inated komatiites. Nature 382:703–706
Frei R, Nägler T, Schonberg R, Kramers J (1998) Re–Os, Sm–Nd, U–Pb and stepwise lead leaching isotope systematics in shear zonehosted gold mineralization: genetic tracing and age constraints ofcrustal hydrothermal activity. Geochim Cosmochim Acta62:1925–1936
García F (1967) Geología del Norte Grande de Chile. In: Symposiumsobre el Geosinclinal Andino, Soc Geológica de Chile, Santiago,p 138 (No 3)
Klohn E, Holmgren C, Ruge H (1990) El Soldado, a strata-boundcopper deposit associated with alkaline volcanism in the centralChilean Coastal Range. In: Fontboté L, Amstutz G, Cardozo M,Cedillo E, Frutos J (eds) Stratabound Ore Deposits in theAndes. Springer, Berlin Heidelberg New York, pp 435–448
Kojima S, Astudillo J, Rojo J, Tristá D, Hayashi K (2003) Oremineralogy, fluid inclusion, and stable isotopic characteristicsof stratiform copper deposits in the coastal Cordillera ofnorthern Chile. Miner Depos 38:208–216
Lambert DD, Foster JG, Frick LR, Hoatson DM, Purvis AC (1998)Application of the Re–Os isotopic system to the study ofPrecambrian magmatic sulfide deposits of Western Australia.Aust J Earth Sci 45:265–284
Lambert DD, Foster JG, Frick LR (1999) Re–Os isotope geochem-istry of magmatic sulfide ore systems. Rev Econ Geol 12:29–57
Losert J (1973) Genesis of copper mineralizations and associatedalterations in the Jurassic volcanic rocks of the BuenaEsperanza mining area. Departamento de Geología, Universi-dad de Chile, Santiago, p 104 (Publ 40)
Lucassen F, Franz G (1994) Arc related Jurassic igneous and meta-igneous rocks in the Coastal Cordillera of northern Chile,Region Antofagasta. Lithos 32:273–298
Ludwig KR (2001) Isoplot /Ex version 2.49. A geochronologicaltoolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronological CenterSpec Publ la
Maksaev V (1990) Metallogeny, geological evolution, and thermo-chronology of the Chilean Andes between latitudes 21° and 26°south, and the origin of major porphyry copper deposits. Ph.D.Thesis, Dalhousie University
Marcantonio F, Zindler A, Reisberg L, Mathez EA (1993) Re–Osisotopic systematics in chromitites from the Stillwater Com-plex, Montana. Geochim Cosmochim Acta 57:4029–4037
Marcantonio F, Reisberg L, Zindler A, Wyman D, Hulbert L (1994)An isotopic study of the Ni–Cu–PGE-rich Wellgreen intrusionof the Wrangellia Terrane: evidence for hydrothermal mobili-zation of rhenium and osmium. Geochim Cosmochim Acta58:1007–1017
Marinovic N, Smoje I, Maksaev V, Hervé M, Mpodozis C (1995)Hoja Aguas Blancas, Región de Antofagasta. Servicio Nacionalde Geología y Minería, Santiago. Carta Geol Chile 70:150
Mathur R, Ruiz J, Munizaga F (2000) Relationship between coppertonnage of Chilean base-metal porphyry deposits and Osisotope ratios. Geology 28:555–558
McCandless TE, Ruiz J, Campbell AR (1993) Rhenium behavior inmolybdenite in hypogene and near-surface environments:implications for Re–Os geochronometry. Geochim CosmochimActa 57:889–905
Morelli RM, Creaser RA, Selby D, Kelley KD, Leach DL, King AR(2004) Re–Os sulfide geochronology of the Red Dog sediment-hosted Zn–Pb–Ag deposit, Brooks Range, Alaska. Econ Geol99:1569–1576
Nägler TF, Frei R (1997) Plug in plug osmium distillation. SchweizMineral Petrogr Mitt 77:123–127
Niemeyer H, Standen R, Venegas R (1990) Geología del DistritoMinero Carolina de Michilla. Proyecto de ExploraciónGeología Distrital. Compañía Minera Michilla S.A. InformeInédito, p 195
Oliveros V, Féraud G, Aguirre L, Fornari M (2004a) Beginning ofthe Andean subduction system: new 40Ar/39Ar age andgeochemical data from the Coastal Range, Northern Chile(18°30′–24°S, 70–70°30′W). CD-R, IAVCEI, Pucón, Chile
Oliveros V, Féraud G, Aguirre L, Fornari M, Ramirez L, Palacios C,Parada MA, Tristá D (2004b) 40Ar/39Ar dating of magmatic,alteration and copper mineralization events related to theMesozoic subduction system in the Coastal Range, NorthernChile (22–24° S, 70–70°30′W). CD-R, IAVCEI, Pucón, Chile
Palacios C, Definis A (1981) Petrología del yacimiento BuenaEsperanza, II Región, norte de Chile. In: Actas 1er Coloquiosobre volcanismo y metalogénesis. Departamento de Geocien-cias, Universidad Católica del Norte, Antofagasta, pp 48–67
Rogers G, Hawkesworth CJ (1989) A geochemical traverse acrossthe North Chilean Andes: evidence for crust generation fromthe mantle wedge. Earth Planet Sci Lett 91:271–285
Ruiz J, Mathur R (1999) Metallogenesis in continental margins: Re–Os evidence from porphyry copper deposits in Chile. Rev EconGeol 12:197–204
Ruíz C, Aguilar A, Egert E, Espinoza W, Peebles F, Quezada R,Serrano M (1971) Strata-bound copper sulphide deposits ofChile. Soc Mining Geol Japan Spec Issue 3:252–260
Sato K (1984) Manto type copper deposits in Chile: a review. BullGeol Surv Japan 35:565–582
Scheuber E, González G (1999) Tectonics of the Jurassic–EarlyCretaceous magmatic arc of the north Chilean CoastalCordillera (22°–26°): a story of crustal deformation along aconvergent plate boundary. Tectonics 18:895–910
Scheuber E, Reutter K-J (1992) Magmatic arc tectonics in theCentral Andes between 21° and 25°S. Tectonophysics205:127–140
Shirey SB, Walker RJ (1995) Carius tube digestion for low-blankrhenium-osmium análisis. Anal Chem 67:2136–2141
Venegas R, Munizaga F, Tassinari C (1991) Los yacimientos de Cu–Ag del distrito Carolina de Michilla, Región de Antofagasta,Chile: nuevos antecedentes geocronológicos, vol 1. Actas 6thCongr Geológico Chileno, Viña del Mar, pp 452–455
Vivallo W, Henríquez F (1998) Génesis común de los yacimientosestratoligados y vetiformes de cobre del Jurásico Medio aSuperior en la Cordillera de la Costa, Región de Antofagasta,Chile. Rev Geol Chile 25:199–228
Völkening J, Walczyk T, Heumann KG (1991) Osmium isotoperatio determinations by negative thermal ionization massspectrometry. Inter J Mass Spectr Ion Proc 105:147–159
Wolf F, Fontboté L, Amstutz G (1990) The Susana copper (-silver)deposit in Northern Chile. Hydrothermal mineralizationassociated with a Jurassic volcanic arc. In: Fontboté L, AmstutzG, Cardozo M, Cedillo E, Frutos J (eds) Stratabound oredeposits in the Andes. Springer, Berlin Heidelberg New York,pp 319–338
Xiong Y, Wood SA (1999) Experimental determination of thesolubility of ReO2 and dominant oxidation state of rhenium inhydrothermal solutions. Chem Geol 158:245–256
Xiong Y, Wood SA (2000) Experimental quantification of hydrothermalsolubility of platinum-group elements with special reference toporphyry copper environments. Miner Petrol 68:1–28
TOMO 2 - Volcanismo y Magmatismo
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GEOQUÍMICA DE LOS INTRUSIVOS SUBVOLCÁNICOS EN EL
YACIMIENTO LINCE-ESTEFANÍA, NORTE DE CHILE: CAMBIOS
EN LA FUENTE DE LOS MAGMASTristá-Aguilera, D1; Morata D2, Kojima S1, Oliveros V2, Fujimaki H3
1 Departamento de Ciencias Geológicas. Universidad Católica del Norte, Antofagasta.
[email protected] Departamento de Geología. Universidad de Chile, Santiago.
[email protected] Institute of Mineralogy, Petrology & Economic Geology, Tohoku University, Japan. h-
INTRODUCCIÓN
Las rocas volcánicas de la Formación La Negra e intrusivos subvolcánicos (stocks y diques)
presentes en el yacimiento Lince-Estefanía, pertenecen al arco magmático del Jurásico-Cretácico
Inferior desarrollado en el norte de Chile. Esta formación tiene una composición andesítico-basáltica,
alta en K y una naturaleza calco-alcalina a toleítica (e.g. Ruíz et al., 1971; Buchelt y Tellez, 1988;
Rogers y Hawkesworth, 1989; Pichowiak, 1994). Sus características geoquímicas indican un
magmatismo relacionado a subducción, de origen mantélico sin mayor contaminación cortical (e.g.
Lucassen y Franz, 1994). Por otro lado, las características petrográficas y geoquímicas de los intrusivos
subvolcánicos, permiten que éstos hayan sido interpretados, en parte, como conductos alimentadores
del volcanismo, y originados a partir del mismo magma que dio lugar a la Formación La Negra. En
este trabajo se presentan nuevos datos geoquímicos, geocronológicos e isotópicos de los principales
cuerpos intrusivos del yacimiento. El objetivo principal de este estudio es reconocer en estos intrusivos
su posible relación genética con el magmatismo que dio lugar a las lavas de la Formación La Negra,
de modo de poder determinar características indicativas de la evolución magmática del arco Jurásico-
Cretácico Inferior.
XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
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CARACTERÍSTICAS DE LOS INTRUSIVOS SUBVOLCÁNICOS DEL YACIMIENTO
El yacimiento Lince-Estefanía se encuentra principalmente alojado en rocas andesíticas de la
Formación La Negra. Esta unidad volcánica forma una secuencia monoclinal de actitud N60ºE/
45ºNW, y es intruida por cuerpos subvolcánicos de composición diorítica y dacítica, los cuales
presentan orientaciones preferenciales NE y manteos hacia el SE. Los intrusivos, sean estos diques
o stocks, se encuentran espacialmente asociados a los cuerpos de mena. Al menos dos tipos de
intrusivos son reconocidos en el yacimiento: a) intrusivos pre-mineralización, o que en parte pudieron
ser contemporáneos a este proceso y, b) intrusivos post-mineralización.
Los intrusivos pre-mineralización son de composición diorítica, tienen una textura microfanerítica
equigranular y están formados por cristales de plagioclasa albitizada, ortopiroxeno (En71,7-73,9Fs22,7-
24,1Wo3,4-4,0), clinopiroxeno (En38,5-45,2Fs18,0-22,5Wo34,7-41,1), magnetita, titanomagnetita, muy escaso
anfíbol y biotita (Fig. 1a). Los cuerpos post-mineralización son de composición dacítica, presentan
una textura porfídica y están formados por fenocristales de plagioclasa (An1,5-5,4Ab87,8-97,8Or0,01-10,4)
y anfíbol (tschermakita-hornblenda), rodeados por una masa fundamental caracterizada por microlitos
de plagioclasa alterada y abundante cuarzo (Fig. 1b). Esta última unidad intruye a los algunos cuerpos
microdioríticos con una dirección de emplazamiento NE.
GEOCRONOLOGÍA
Las edades obtenidas para los intrusivos de composición diorítica y dacítica fueron determinadas
en cristales de plagioclasa y anfíbol, respectivamente, mediante el método de datación 40Ar/39Ar.
Los cristales fueron analizados mediante la técnica de calentamiento por pasos. Los granos de
plagioclasa fueron calentados con un láser CO2 Synrad 48-50, mientras que los anfíboles fueron
calentados en un horno de alta frecuencia (HF). Se han obtenido dos edades plateau de 154,4 ± 3,9
y 153,7 ± 3,2 Ma en el intrusivo de composición diorítica, aunque las edades de alta temperatura
indican valores de 157,8 ± 5,6 y 157,0 ±,0 Ma (promedio= 157,4 ± 3,7 Ma). Para el intrusivo
dacítico, se ha obtenido una edad plateau de 137,4 ± 1,1 Ma en anfíboles.
GEOQUÍMICA DE LAS ROCAS DEL YACIMIENTO
De manera general, los patrones de los elementos trazas de las rocas del yacimiento,
normalizados a condritos, indican un enriquecimiento en LREE en relación a los HREE (Fig. 1c),
TOMO 2 - Volcanismo y Magmatismo
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aunque se observan diferencias entre las rocas volcánicas, los intrusivos dioríticos y los intrusivos
dacíticos. Las razones (La/Lu)N varían en un rango desde 2,0 a 4,8 en las rocas volcánicas, desde
2,1 a 4,4 en los intrusivos dioríticos, ydesde 16,2 a 22,3 en los intrusivos de composición dacítica.
Es remarcable así mismo las diferencias observadas en relaciones de elementos traza, tales como
Th/Nb (≈1.5 en los intrusivos dacíticos y < 1 en el resto de las otras rocas) y Sr/Y (Fig. 1d).
Los valores de (87Sr/86Sr)0 de los intrusivos de composición diorítica se encuentran en un rango
entre 0,70297 y 0,70351, mientras que una muestra de intrusivo de composición dacítica presenta
una (87Sr/86Sr)0 ligeramente mayor (0,70389).
Figura 1. (a) Microfotografía de los intrisivos dioríticos. (b) Microfotografía de los intrusivos dacíticos. (c)
Diagrama de REE normalizado a condritos (Nakamura, 1974) de las rocas volcánicas de la Formación la Negra
(círculos blancos), intrusivos dioríticos (rombos grises) e intrusivos dacíticos (triángulos negros). (d) Relación
Y vs Sr/Y para las rocas magmáticas del yacimiento Lince-Estefanía (símbolos como en c).
XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
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DISCUSIÓNLos datos geocronológicos indican que los intrusivos del yacimiento Lince-Estefanía se
encuentran relacionados a la actividad magmática desarrollada en la Cordillera de la Costa del nortede Chile durante el Jurásico-Cretácico Inferior. Las razones iniciales de Sr obtenidas para estosintrusivos subvolcánicos se encuentran en el rango de los valores previamente publicados para loscuerpos plutónicos que intruyen a la Formación La Negra (0,7032-0,7049, Rogers y Hawkesworth,1989; Marinovic et al., 1995). De manera particular es posible sugerir una origen común para lasrocas volcánicas de la Formación La Negra (87Sr/86Sr0= 0,70290-0,70315; Rogers y Hawkesworth,1989) y los intrusivos de composición diorítica del yacimiento Lince-Estefanía (0,70297-0,70351).Estos valores sugieren una fuente en el manto litosférico con poca componente cortical y/o la presenciade una corteza continental delgada pre-jurásica. Sin embargo, los datos geocronológicos, geoquímicos(YbN < 10) e isotópicos (87Sr/86Sr0=0,70389) obtenidos para los intrusivos de composición dacíticapodrían ser consistentes con un origen magmático distinto. Los bajos valores de HREE estaríanindicando la presencia de granate como fase residual en la fuente y la signatura isotópica de Sr estípica de un protolito máfico. Se sugiere que estos intrusivos dacíticos podrían ser el resultado de lafusión parcial de una corteza inferior máfica (con presencia de granate), desarrollada comoconsecuencia del engrosamiento cortical durante la construcción del arco magmático.AGRADECIMIENTOS
Deseamos agradecer al programa de becas de Doctorado MECESUP y de manera particulara los geólogos y equipo de apoyo de la Superintendecia de Geología de Minera Michilla S.A portoda su ayuda, contribución geológica y financiamiento.REFERENCIASBuchelt, M.; Tellez, C. 1988. The Jurassic La Negra Formation in the area of Antofagasta, northern Chile (lithology,
petrography, geochemistry). In Bahlburg H, Breitkreuz Ch, Giese P (eds) The southern central Andes.Lecture Notes in Earth Science 3, p. 172-182.
Lucassen, F.; Franz, G. 1994. Arc related Jurassic igneous and meta-igneous rocks in the Coastal Cordillera ofnorthern Chile, Region Antofagasta. Lithos, Vol. 32, p. 273-298.
Marinovic, N.; Smoje, I.; Maksaev, V.; Hervé M.; Mpodozis, C. 1995. Hoja Aguas Blancas, Región de Antofagasta.Servicio Nacional de Geologia y Minería, Santiago, Carta Geológica de Chile, no 70.
Nakamura, N. 1974. Determination of REE, Ba, Fe, Mg, Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites.Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 38, p. 757-775.
Pichowiak, S. 1994. Early Jurassic to Early Cretaceous magmatism in the Coastal Cordillera and the CentralDepression of North Chile. In Tectonics of the Southern Andes (Reutter, K.J.M; Scheuber, E.; Wigger,P.J.; editors. Springer-Verlag, Berlin, p. 203-217.
Rogers, G.; Hawkesworth, C.J. 1989. A geochemical traverse across the North Chilean Andes: evidence for crustgeneration from the mantle wedge. Earth and Planetary Sciences Letters, Vol. 91, p. 271-285.
Ruíz, C.; Aguilar, A.; Egert, E.; Espinoza, W.; Peebles, F.; Quezada, R.; Serrano, M. 1971. Strata-bound coppersulphide deposits of Chile. Soc Mining Geol Japan Spec Issue Vol. 3, p. 252-260.
TOMO 2 - Geología Económica
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MÉTODO 40AR/39AR EN MINERALES DE GANGA: UNA
APROXIMACIÓN A LA EDAD DE LA MINERALIZACIÓN DE
COBRE EN LOS YACIMIENTOS MANTOS BLANCOS Y
MICHILLA, CORDILLERA DE LA COSTA, NORTE DE CHILE
Veronica Oliveros(1), Gilbert Féraud(2), Luis Aguirre(1), Dania Tristá(3), Diego Morata(1), Michel
Fornari(2), Luis Ramírez(1), Carlos Palacios(1), Fernando Ferraris(4)
(1) Departamento de Geología, Universidad de Chile, Casilla 13518, Correo 21,
Santiago, Chile. [email protected]
(2) Laboratoire de Géochronologie, IRD-CNRS-UMR 6526 Géosciences Azur, Université
de Nice-Sophia Antipolis, Parc Valrose, 06108 Nice Cedex 02, France.
(3) Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Av.
Angamos 0601, Antofagasta, Chile.
(4) Compañía Minera Michilla, km 110 camino Tocopilla, Mejillones, Chile.
INTRODUCCIÓN
Los distritos mineros de Mantos Blancos y Michilla, ubicados en la Cordillera de la Costa
entre Antofagasta y Tocopilla, pertenecen a la franja metalogénica de los depósitos estratoligados de
Cu-(Ag), tipo “manto” (Maksaev y Zentilli, 2002). Los yacimientos de esta franja se caracterizan
por presentar cuerpos mineralizados estratiformes, alojados generalmente en las rocas volcánicas
de la Formación La Negra y sus equivalentes, y/o cuerpos discordantes de brechas hidrotermales
espacialmente ligados a intrusiones subvolcánicas (Maksaev y Zentilli, 2002). En el caso del distrito
minero Michilla los cuerpos principales son estratiformes (Tristá et al., 2006), mientras que en Mantos
Blancos predominan los cuerpos de brecha hidrotermal (Ramírez et al., en prensa).
En el presente trabajo se resume la metodología de datación sistemática aplicada a minerales
ígneos y de ganga, con el objeto de obtener una aproximación a los intervalos de tiempo en los que
ocurrieron los eventos de mineralización de cobre en los yacimientos de los distritos mineros de
Mantos Blancos y Michilla.
XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
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MÉTODOLOGÍA DE DATACIÓN
Se realizaron 39 análisis 40Ar/39Ar en minerales primarios y secundarios de 22 muestras de
roca tomadas tanto dentro como fuera de los principales yacimientos de los distritos mineros. Los
minerales analizados fueron: plagioclasas (rocas volcánicas e intrusivos), biotita (intrusivos), anfíbola
(diques, intrusivos y rocas córneas), adularia (feldespato K) y actinolita provenientes de amígdalas,
y mica blanca microcristalina, llamada sericita. En el caso de la sericita, por su pequeño tamaño, el
material analizado fueron granos de plagioclasa fuertemente sericitizados. Dado que el contenido de
potasio es mucho mayor en la sericita, el aporte de la plagioclasa es de sólo un 0,03% del isótopo39Ar, siendo así su influencia en la edad final obtenida descartable. Los minerales fueron calentados
por etapas de temperatura, extrayendo el gas resultante en ultravacío. Para cada etapa se midieron
los contenidos isotópicos del Ar, calculándose en base a ellos las edades aparentes. Al final de cada
experimento se calcularon las edades ponderadas y plateau, éstas últimas son edades ponderadas
que incluyen un porcentaje de gas mayor a 70% (ver Oliveros et al., enviado).
Distrito minero Mantos Blancos
El depósito principal del distrito mantos Blancos se formó por la sobreimposición de dos
eventos de mineralización de Cu (Ramírez et al, en prensa). El primer evento estuvo acompañado
de una alteración hidrotermal fílica y es contemporáneo el emplazamiento de un domo riolítico que
constituye la roca de caja del depósito; mientras que el segundo, y más importante, evento de
mineralización fue acompañado de tres procesos de alteración hidrotemal: propilítica, sódica y
potásica; y estuvo asociado a la intrusión de un sistema de diques y stock bimodales (Ramírez et al.,
en prensa).
Edades obtenidas en sericita de la alteración fílica están entre los 155,4±0,6 y los 156,6±0,5
Ma (Fig. 1). La primera mineralización, contemporánea al emplazamiento del domo riolítico habría
ocurrido entonces a los ~155-156 Ma; dicho evento sería también contemporáneo a la extrusión de
la lavas andesíticas de la Formación la Negra en el distrito, datadas en 156,5 ± 1,4 Ma (Fig. 1). Un
intrusivo granodiorítico situado a 10 km del yacimiento principal fue datado en 148,2±0,6 Ma;
edades entre 145,6±0,8 y 147,5±0,7 Ma obtenidas en plagioclasas sericitizadas de rocas cercanas
indicaría que existió un proceso de alteración hidrotermal ligado a su emplazamiento.
TOMO 2 - Geología Económica
" 325325325325325
Un sistema de intrusivos dioríticos y
granodioríticos, equivalente al sistema de diques
y stocks bimodales al interior del yacimiento
principal, fue datado entre 141,6±0,6 y
142,2±1,0 Ma (Fig. 1), mientras que una
metandesita proveniente de la aureola de contacto
de dichos plutones entregó una edad de
142,5±0,6 Ma (Fig. 1). Un dique máfico que
presenta mena de cobre correspondiente a las
últimas etapas de mineralización, dio una edad
de 142,7±2,0 Ma (Fig. 1). El segundo evento
de mineralización, relacionado al magmatismo
bimodal, quedaría entonces constreñido al
Figura 1. Resumen de edades 40Ar/39Ar (plateau yponderadas) en rocas del distrito minero MantosBlancos. Asociaciones minerales fueron definidas porRamírez et al. (en prensa).
intervalo de ~141-142 Ma (Fig. 1). Otros eventos de alteración hidrotermal pudieron haber ocurrido
a los 125,4±0,3 y 101,7±5,0 Ma (Fig. 1).
DISTRITO MINERO MICHILLA
Dos análisis en plagioclasas de lavas andesíticas del distrito Michilla arrojaron edades de
159,9±0,9 y 163,2±1,3 Ma (Fig. 2), sin embargo, sólo la última es considerada como confiable,
dado que debido a la intrusión de un plutón cercano que dio una edad de 159,6±0,7 Ma (Fig. 2),
pudiendo haber alterado las plagioclasas en la roca más "joven". Intrusivos que afloran al este del
distrito fueron datados en 147,1±2,2 y 145,5±2,8 Ma.
Un intervalo para la mineralización de cobre en el depósito principal fue robustamente definido
entre: 157,6±5,6 Ma, edad alta Tº de un intrusivo posterior o contemporáneo a la mineralización, y
137,4±1,1 Ma, edad de un dique estéril que corta todos los cuerpos mineralizados (Fig. 2). Dicho
intervalo de ~28 Ma es concordante con
una edad Re-Os de 160±16 Ma obtenida en minerales de mena en el mismo depósito (Tristá et al.,
2006). Un intervalo más acotado es propuesto entre 157,8±5,6 y 163,6±1,9 (Fig. 2) (Oliveros et
al, enviado). La edad mínima es establecida por el intrusivo de 157,8±5,6 Ma, puesto que es probable
ARTICLE
Time relationships between volcanism–plutonism–alteration–mineralization in Cu-stratabound ore depositsfrom the Michilla mining district, northern Chile:a 40Ar/39Ar geochronological approach
Verónica Oliveros & Dania Tristá-Aguilera &
Gilbert Féraud & Diego Morata & Luis Aguirre &
Shoji Kojima & Fernando Ferraris
Received: 29 March 2006 /Accepted: 31 May 2007# Springer-Verlag 2007
Abstract The Michilla mining district comprises one of themost important stratabound and breccia-style copper depos-its of the Coastal Cordillera of northern Chile, hosted by theMiddle Jurassic volcanic rocks of the La Negra Formation.40Ar/39Ar analyses carried out on igneous and alterationminerals from volcanic and plutonic rocks in the district allow
a chronological sequence of several magmatic and alterationevents of the district to be established. The first event was theextrusion of a thick lava series of the La Negra Formation,dated at 159.9±1.0 Ma (2σ) from the upper part of the series.A contemporaneous intrusion is dated at 159.6±1.1 Ma, andlater intrusive events are dated at 145.5±2.8 and 137.4±1.1 Ma, respectively. Analyzed alteration minerals such asadularia, sericite, and actinolite apparently give valid 40Ar/39Arplateau and miniplateau ages. They indicate the occurrenceof several alteration events at ca. 160–163, 154–157, 143–148, and 135–137 Ma. The first alteration event, beingpartly contemporaneous with volcanic and plutonic rocks,was probably produced in a high thermal gradient environ-ment. The later events may be related either to a regionallow-grade hydrothermal alteration/metamorphism process orto plutonic intrusions. The Cu mineralization of the Michilladistrict is robustly bracketed between 163.6±1.9 and 137.4±1.1 Ma, corresponding to dating of actinolite coexisting withearly-stage chalcocite and a postmineralization barren dyke,respectively. More precisely, the association of smallintrusives (a dated stock from the Michilla district) with Cumineralization in the region strongly suggests that the mainMichilla ore deposit is related to a magmatic/hydrothermalevent that occurred between 157.4±3.6 and 163.5±1.9 Ma,contemporaneous or shortly after the extrusion of thevolcanic sequence. This age is in agreement with the Re–Os age of 159±16 Ma obtained from the mineralization itself(Tristá-Aguilera et al., Miner Depos, 41:99–105,2006).
Keywords Geochronology . Cu-stratabound deposits .
Northern Chile . Jurassic . Coastal Cordillera
Miner DepositaDOI 10.1007/s00126-007-0147-1
Editorial handling: R. King
V. Oliveros (*) :D. Morata : L. AguirreDepartamento de Geología, Universidad de Chile,P.O. Box 13518-21, Santiago, Chilee-mail: [email protected]
D. Tristá-Aguilera : S. KojimaDepartamento de Ciencias Geológicas,Universidad Católica del Norte,Av Angamos 0610, Casilla 1280,Antofagasta, Chile
G. FéraudCNRS-IRD-UNSA UMR 6526 Géosciences Azur, Parc Valrose,Université de Nice-Sophia Antipolis,06108 Nice, France
F. FerrarisSuperintendencia de Geología, Minera Michilla S.A.,km 110 camino a Tocopilla,Mejillones, Segunda Región de Antofagasta, Chilee-mail: [email protected]
Present address:V. OliverosDepartamento de Ciencias de la Tierra,Universidad de Concepción,P.O. Box 160-C, Concepción, Chile
Introduction
Cu-stratabound ore deposits along the Coastal Cordillera innorthern Chile form the third source of copper productionin Chile (Maksaev and Zentilli 2002) and are mostly hostedby thick Jurassic (La Negra Formation) and Lower Cretaceousvolcano-sedimentary formations. The volcano-sedimentaryformations were episodically intruded by calc-alkaline gran-itoids (from diorite to granodiorite) and dykes during the LateJurassic and Early Cretaceous (Rogers 1985; Chavez 1985;Pichowiak 1994; Dallmeyer et al. 1996; Oliveros et al.2006). Volcanic and, to a minor extent, plutonic rocks wereaffected by regional very low-grade hydrothermal alterationor metamorphic processes and/or by local hydrothermalalteration processes most often associated with mineraliza-tion (Losert 1974; Oliveros 2005). Available K–Ar and Rb–Sr radiometric data indicate ages around 150–140 Ma for themain stratabound deposits hosted by Jurassic volcano-sedimentary rocks in northern Chile (see Maksaev andZentilli 2002 and references therein), younger than thoseassumed for volcanism (see below) but overlapping ages ofplutonism. The previous isotopic ages have been obtainedfrom whole rocks and, in a few cases, from minerals such asplagioclase, biotite, and amphibole separated from intrusiveand volcanic rocks. Nevertheless, the time interval isimprecise and must be considered with caution because: (1)The analyzed material is most often whole rock, which isalways altered in the Coastal Cordillera, and the K–Ar andRb–Sr systems are very sensitive to alteration, and (2) theassociated errors are higher than 2% and can reach 10%.Taking into account the uncertainties in the reported agedata, the time interval for the formation of the strataboundCu deposit is more likley 172–138 Ma. Available Rb–Sr andK–Ar whole-rock radiometric data performed on diorites andandesitic lava flows of the Michilla district constrain themineralization between ca. 192 and 146 Ma (Astudillo 1983;Venegas et al. 1991).
Several syngenetic vs epigenetic models for the genesisof these Cu-stratabound deposits have been proposed (seeMaksaev and Zentilli 2002). Nevertheless, an epigeneticmodel is currently preferred based on the relationshipsobserved between plutonism and hydrothermal alteration.
In this study, we present new 40Ar/39Ar radiometric ageson volcanism, plutonism, regional alteration, and localalteration for the Cu-stratabound ore deposits from theMichilla district in northern Chile. This district is one ofthe largest in the Cu-stratabound metallogenetic provinceand includes lava flows of the La Negra Formation, sub-volcanic intrusions, plutonic bodies from the CoastalBatholith, and some of the largest Cu-stratabounddeposits of the province (Fig. 1). Lince–Estefanía is themost important ore body in the Michilla District, and itsgeology has been recently studied in detail (Acevedo 2002;
Tristá-Aguilera et al. 2006; Tristá-Aguilera 2007). A recentRe–Os age of 159±16 Ma (2σ) obtained from the main Cu-sulfides mineralization at the Lince–Estefanía depositrepresents the first direct age obtained from the primarysulfides of the Cu-stratabound ore deposits (Tristá-Aguileraet al. 2006).
The aim of this study is to constrain the ages of thesuccessive geological processes that affected a districtwhere typical Cu-stratabound deposits developed. Conse-quently, this study contributes to a better understanding ofJurassic–Early Cretaceous evolution of the present CoastalCordillera, northern Chile. By dating various igneous andalteration events of the district, we bracket the age of Cumineralization more precisely than previously done. Thesedata represent crucial information that are necessary formodels explaining Cu-stratabound deposit formation.
Geological and Tectonic setting
During Jurassic to Early Cretaceous times, subduction-relatedmagmatism developed along the present Coastal Cordillera ofnorthern Chile. The main products of this magmatic activityare thick volcanic sequences and plutonic rocks emplacedunder low-pressure conditions (Dallmeyer et al. 1996). Thevolcanic sequence, defined as the La Negra Formation(García 1967), was emplaced on a thinned pre-Jurassiccontinental crust as a consequence of an extreme obliquemovement of the Phoenix Plate in a south–southeasterndirection relative to the South American continental margin(e.g., Scheuber and González 1999). This formation consistsmainly of andesitic–basaltic lavas and variable amounts oftuff breccias, sandstone, and limestone (García 1967).Rogers and Hawkesworth 1989 reported a Rb–Sr isochronage of 186.3±13.6 Ma (1σ). Recently, Oliveros et al. 2006,2007) have reported 40Ar/39Ar plateau ages of ca. 150–152(23°49′S, Antofagasta city area), 160–164 (22°29′S, south ofTocopilla), and 156 Ma (23°39′, Mantos Blancos miningarea) on mineral separates (Fig. 1).
Along the entire Coastal Range in northern Chile, the LaNegra Formation is extensively intruded by numerousplutonic bodies of gabbroic to granitic composition, groupedin the so-called Coastal Batholith. The ages obtained fromthese bodies range from ca. 142 to 168 Ma (Rogers 1985;Espinoza and Orquera 1988; Boric et al. 1990; Maksaev1990; Oliveros 2005; Oliveros et al. 2006). In addition,dioritic to gabbroic dikes and stocks intrude the volcanicsequence. These smaller intrusions were dated by the K–Arand Rb–Sr methods (whole-rock and plagioclase) between112 and 168 Ma (e.g., Astudillo 1983; Espinoza and Orquera1988; Boric et al. 1990; Venegas et al. 1991; Maksaev 1990).Semiconsolidated coarse-grained sediments of Cenozoic age(e.g., Boric et al. 1990) overlie these igneous rocks.
Miner Deposita
Both plutonic and volcanic units were affected by regionalscale low- to very low-grade alteration events. The mainproducts of these alteration events are chorite, epidote, quartz,sericite, titanite, calcite, and minor amounts of zeolites,prehnite, pumpellyite, and actinolite. A combination ofprocesses such as burial metamorphism or heating and fluidcontribution from the intrusion of the Coastal Batholith havebeen advocated for the origin of these alteration events (Losert1974; Sato 1984; Oliveros 2005). Preliminary ages obtainedfrom secondary minerals associated with these events rangebetween ca. 160 and 100 Ma (Oliveros 2005).
Themost important structural feature is themajor 1,000-km-long (21–30°S) Atacama Fault System (AFS), mainlyconsisting of north-to-south-oriented trench-linked faults.The AFS is thought to have formed during the Late Jurassicand Early Cretaceous as an intra-arc regional structurerelated to oblique subduction of the Aluk (Phoenix) platerelative to the South American continent (e.g., Scheuber andGonzález 1999). The geometry, kinematics, and timing of
deformation of the AFS are well known at a regional scale (seeCembrano et al. 2005 and references therein). Changes fromintra-arc sinistral transtensional to sinistral transpressionaldeformation are thought to have occurred during arcconstruction and AFS evolution at least from 190 to110 Ma (Cembrano et al. 2005). Apatite fission track agesbetween 129 and 92 Ma (Maksaev 2000) on Jurassicgranitoids from the Coastal Range in northern Chile indicatea low exhumation rate for this segment of the Cordillerafrom the Early Cretaceous and limits the maximumstratigraphic pile responsible for the regional low-grademetamorphism that probably affected the volcanic rocks ofthe La Negra Formation.
Geology of the Michilla district
The Michilla district represents one of the largest and mostimportant districts in the Cu-stratabound metallogenetic
Fig. 1 Simplified geology of the Michilla minig district and location of sampled rocks. Modified from the geological map of Michilla Mining
Miner Deposita
province between 22 and 26° Latitude south. The outcrop-ping units in the district correspond to basaltic to andesiticlava flows with amygdaloidal, porphyritic, afanitic, or brec-ciated textures, intercalated with lesser amounts of tuffbreccias, sandstones and limestones (Niemeyer et al. 1990,Bogdanic et al. 1994), subvolcanic and plutonic bodies, andsedimentary covers. The lava flows form a structurevarying in orientation from northeast, in the west, tonorthwest in the central and eastern area of the district,with an overall northerly dip. Plutonic rocks are representedby gabbro-diorites to monzonites and granodiorites, form-ing north-to-south-oriented belts with some isolated intru-sions (e.g., Cerro Vireira, Fig. 1). In addition, subvolcanicintrusions of gabbroic–dioritic composition were emplacedalong a dominantly northeastern orientation (Fig. 2). Thegeological units are mostly affected by branches of theAFS, the most important of which has a north-to-southorientation (e.g., the Mititus Fault System), but minornortheastern and northwestern faults are also observed.
The copper ore bodies generally surround intrusivebodies and form stratiform (e.g., Lince–Estefanía, BuenaVista, Desierto, and Juárez deposits; Fig. 1) and brecciabodies (e.g., Lince–Estefanía and Llano–Gambeta deposits;Fig. 2). In addition, ore minerals are sometimes exposed asirregular, structurally controlled bodies (e.g., Carolina,
Núcleo X deposits). The ore bodies were formed duringthree stages: hypogene (early, main and late substage),supergene, and oxide (Kojima et al. 2003). The ore mineralsconsist mainly of Cu sulfides and oxides. Copper sulfides arerepresented by chalcocite (hypogene and supergene), bornite,covellite, and chalcopyrite, whereas Cu oxides are domi-nanted by atacamite and chrysocolla (Fig. 3a). The oreminerals display a vertical zoning with sulfide phasesoccurring in the deepest levels (below 250 m above sea level[m.a.s.l.]) and oxides dominating near the surface (above500 m.a.s.l.). A mixed-ore zone (oxide–sulfide) occurs bet-ween these two levels. Cu oxides also occur in trace amountsthroughout the whole mineralized column (~1,000 m cur-rently recognized). The alteration minerals related to themain Cu sulfide mineralization are chlorite, epidote, andalbite, with scarce quartz and actinolite (Wolf et al. 1990;Kojima et al. 2003; Tristá-Aguilera 2007; Fig. 3a), whereasthe alteration mineral assemblage related to the Cu oxidemineralization is calcite and gypsum with minor quartz.
Lince–Estefanía is the most important ore body of theMichilla district. It is located in N60°E/45°NW-orientedlava flows consisting of brecciated, aphanitic, porphyritic,and amygdaloidal andesites. Widespread northeast-orienteddykes and small gabbroic to dioritic stocks are also present(Fig. 2). Field and petrographic observations indicate the
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0 m.a.s.l.
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400
800
600
400
200
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+
+
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RS18
DTA740
RL536-3
100 m
Samples location
Muelle Fault
RL536-3
Dioritic intrusions
La Negra FormationVV
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Breccia bodies
Andesitic intrusions
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SENW
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VO30B, VO31VO148VO181
VO26BVO20VO17
Stratiform bodies
++
++
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EW
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+
+
1200 m
1500 m
1800 m
+
+
+
V
RL605D
VO17VO20
VO26B
DTA 740
VO30B, VO31VO148
RS18
VO181 RL-536-3
RL-605D
Fig. 2 Schematic cross-section of the Michilla mine and synthetic column of the Michilla district (Coastal Range, northern Chile) with location ofsamples. On the synthetic column, the samples are located relative to their altitude and not to their stratigraphic position
Miner Deposita
occurrence of at least two types of intrusions: (a) premainhypogene mineralization two-pyroxene calc-alkaline dioritesand (b) postmain hypogene mineralization porphyritic horn-blende-bearing calc-alkaline andesitic dykes. In this deposit,ore minerals form stratiform and breccia bodies. Thestratiform bodies are close but peripheral to intrusions (dioriticstocks), whereas breccia bodies surround dioritic stocks andgrade into stratiform bodies. Themain breccia body extendingfrom the surface to about 900 m depth is formed by volcanicand intrusive fragments with ore and alteration mineralsforming the matrix. The occurrence of intrusive fragmentswithin breccias indicates that some intrusions predate themain hypogene mineralization event, but the geometricalrelationships between breccia and intrusions (as shown inFig. 2) suggest that both are genetically related.
Description of the analyzed samples
Volcanic host rocks (La Negra Formation)
Sample VO26B is an andesite lava flow sampled frominside the Juarez pit (Fig. 1) with numerous amygdales andveins filled with alteration mineral phases, but no traces ofore minerals are observed. VO30B, VO31, and VO148samples belong to a 500-m-thick sequence of lava flowsand minor intercalated sedimentary rocks at a distance ofabout 5 km from any copper deposit (Fig. 1), whereasRL536-3 and RL605D samples of lava flows were obtainedfrom drill cores of the main deposit in the district (Fig. 2).
The stratigraphic position of VO26B, relatively to VO30B,VO31, and VO148, is unknown, whereas sample VO148 isstratigraphically located 50m above VO30B andVO31. Thesethree samples are stratigraphically located about 500 and700 m above samples RL536-3 and RL605D, respectively(Figs. 1 and 2).
Phenocrysts in the sampled volcanic rocks are mainlyplagioclase (An64.8–48.2Ab48.9–38.3Or3.3–1.4), clinopyroxene,and iron oxide (magnetite). The groundmass is composedof plagioclase microlites, mafic minerals, iron oxides, andrecrystallized glass. Secondary mineral phases are ubiqui-tous in the volcanic rocks and some plutonic rocks.Plagioclase phenocrysts are often albitized, replaced bysericite, minor mafic philosilicates and, as in the case ofsample VO148, prehnite and calcite. Mafic phenocrysts arepartially or completely replaced by chlorite. Glass in thegroundmass is recrystallized to chlorite and other maficsilicates, titanite and quartz. Amygdales and veins filledwith chlorite, epidote, quartz, and potassic feldspar arepresent. Calcite seems to be a later alteration phase becauseit was formed in the center of the amygdales or in veinscovering or cutting other alteration minerals. Amygdalesand veins filled with epidote, actinolite, and chlorite areobserved in sample RL536-3.
Intrusive rocks
RS18 is a prehypogene mineralization microdiorite sampledfrom inside the Lince pit (Figs. 1 and 2). It is mostly barrenand composed of orthopyroxene (En71.7–73.9Fs22.7–24.1
cc-dg
act
a b
MineralEarly Primary Mineralization
Stage
Main Primary Mineralization
Stage
Secondary Enrchiment
stageOxide stage
AlbiteSericite
Actninolite
Pyrite
Sphalerite
Native CopperNative SilverGalene
Quartz
GoethiteCupriteGypsum
Anilite
Chalcopyrite
Covellite
CalciteCrisocoleAtacamite
Chalcocite-Dg
Hematite
Cholrite-SmcEpidote
Bornite
Calcite
Fig. 3 a Paragenetic sequence of ore and gangue minerals observedin the Lince–Estefanía deposit, modified after Kojima et al. (2003) andTristá-Aguilera 2007. b Backscattered electron image of an amygdale
from a lava flow inside the Lince pit. act Actinolite, cc chalcocite, dgdigenite, smc smectite
Miner Deposita
Wo3.4–4.0), clinopyroxene (En38.5–45.2Fs18.0–22.5Wo34.7–41.1),plagioclase (An46.1–61.1Ab37.5–51.7Or0.9–2.6), and scarce, min-ute biotite. It has a phaneritic equigranular texture, and thegrain size is 1–5 mm. Alteration consists of minor sericitiza-tion of plagioclase and partial replacement of biotite bymafic phyllosilicates. DTA-740 is an andesitic dyke sampledfrom the pit and composed of zoned idiomorphic hornblendeamphibole and plagioclase (completely altered to fine-grained clay minerals) phenocrysts in an altered groundmass.This dyke is barren and crosscuts the Lince pit orebodies.
Other intrusions were also sampled in the eastern(samples VO17 and VO20 from Cerro Vireira, whichbelong to the same plutonic complex) and western(VO181) borders of the district (Figs. 1 and 2). They aregranodiorite (VO17, VO20) and diorite (VO181) composedof plagioclase, K-feldspar, quartz, pyroxene—which couldbe replaced by either hornblende during cooling processesor fibrous actinolite corresponding to later alterationprocesses—and magnetite. They have a phaneritic equigra-nular texture with a grain size of 5–10 mm. Plagioclases areweakly sericitized and albitized and could contain smallgrains of epidote; K-feldspars are altered to clay minerals.Titanite and epidote are present as secondary mineralspartially replacing the pyroxene and magnetite crystals. Insample VO181, tourmaline is also present as a late mineral.
Analytical procedures
Thirteen primary and secondary minerals were analyzed bythe step-heating Ar–Ar method from 11 rock samples. Theywere small bulk sample plagioclase (VO31, VO148: around200 grains, and VO17, VO20, RS18: around 30 grains),potassic feldspar (adularia), single grains collected fromamygdales (VO26B, VO30B), and strongly sericitized pla-gioclase single grains (VO31, VO148, RS18, RL605D), allheated with a CO2 Synrad 48–50 laser. Bulk sample primaryamphibole (DTA740) and secondary actinolite (RL536D-3)were heated with a high frequency (HF) furnace. Mineralseparation was carried out using a Frantz magnetic separatorand finally by careful hand picking under a binocularmicroscope. Grain sizes were 200–500 (sericitized plagio-clase and adularia single grains), 125–200 (amphibole andfresh plagioclase bulk samples), and below 50 μm (diameter)for the fibrous actinolite bulk sample. The weight of theanalyzed samples was 0.01–0.05 mg for adularia andsericitized plagioclase single grains, ~0.1–1.2 mg for theplagioclase bulk sample heated with the laser system,10.9 mg for the amphibole, and 20.7 mg for the actinolitebulk samples analyzed with the HF furnace. The sampleswere packed into copper (for HF furnace experiments) oraluminum foils (for laser experiments) and irradiated for70.0 h in the Hamilton McMaster University nuclear reactor
(Canada) in position 5C along with Hb3gr hornblendeneutron fluence monitor for which an age of 1,072 Ma isadopted (Turner et al. 1971; Renne et al. 1998, Jourdan etal. 2006). The total neutron flux density during irradiationwas around 8.8×1018 neutrons/cm2. The estimated error baron the corresponding 40Ar*/39ArK ratio was ±0.4% (2σ) inthe volume where the samples were included. For laser-heating experiments, isotopic measurements were per-formed with a VG3600 mass spectrometer working with aDaly system and a photomultiplier. For HF-heating experi-ments, isotopic analyses were performed with a double-vacuum HF furnace and a mass spectrometer composed ofa 120° M.A.S.S.E. tube, a Baür–Signer GS 98 source, and aSEV217 Balzers electron multiplier. Total blanks weremeasured at every third step on the laser system and onevery third sample on the HF furnace system. Argonisotopes were typically on the order of 10–2,450, 30–15,700, and 1–70 (laser experiments), and 30–430, 10–7,000, and 8–50 (HF furnace experiments) times the blanklevel for 40Ar, 39Ar, and 36Ar, respectively.
The criteria to define a plateau age are: (1) at least 70% ofthe 39Ar released, (2) a minimum of three successive steps inthe plateau, and (3) the integrated age of the plateau shouldagree with each apparent age of the plateau within a twosigma (2σ) confidence level. Miniplateau age concerns afraction lower than 70% of 39Ar released. The uncertaintieson the 40Ar/39Ar ratios of the monitors are included in thecalculation of the integrated and plateau age uncertainties,but the error on the age of the monitor is not included. Errorbars on plateau ages are given at the 2-sigma level. Chemicalcompositions of primary and secondary minerals wereobtained using a CAMECA SX-100 electron microprobewith 20 kV, 10 nA, and 2–5 μm as analytical conditions, atthe Institut des Sciences de la Terre, de l’Environnement etde l’Espace of the University of Montpellier (France).
Results
Summarized and detailed isotopic data are given in Tables 1and 2, respectively. Age and 37ArCa/
39ArK ratio spectra areshown in Figs. 4 and 5. Electron microprobe Ca/K ratios forfresh plagioclase (An67–49Ab49–31Or3–1) are listed in Table 3.Isochron data are given in Table 2, but they are not plottedbecause the data are too clustered to provide usefulinformation.
Magmatic minerals
Plagioclase
The plagioclase sample VO31 yields a disturbed age spectrumconsisting of a flat low-temperature part with a weightedmean
Miner Deposita
age (w.m.a.) of 153.7±1.8 Ma, 50% of the 39Ar released,followed by increasing ages vs temperature (Fig. 4a). Theoldest ages correlate with the highest 37ArCa/
39ArK ratiosrepresenting the freshest plagioclase, as shown by Ca/Kvalues measured with the microprobe. It is therefore likelythat (1) the high temperature w.m.a. of 163.6±1.8 Marepresents the best estimate of the age of this lava flow and(2) the low-temperature ages are the result of a sericite/plagioclase mixture.
Plagioclase sample VO148 yields a plateau age of159.9±1.0 Ma (Fig. 4b, 85.6% of the gas released), slightlyyounger than the high-temperature age of VO31. Thecorresponding 37ArCa/
39ArK ratios increase with tempera-ture but remain in the range given by microprobe analysesfor fresh plagioclase.
The bulk sample plagioclases VO17 and VO20 yieldconcordant plateau ages of 147.1±2.2 and 145.5±2.8 Ma(Figs. 4c,d), respectively. Whereas the corresponding37ArCa/
39ArK ratios for the sample VO20 plateau fractioncorrespond to fresh plagioclase, the VO17 plateau age maycorrespond to a mixture of fresh plagioclase and sericite.Moreover, the isochron data are more precise for theVO20 sample (Table 2). Therefore, the plateau ageobtained for sample VO20 is preferred for the cooling ageof this pluton. The large variation of the Ca/K ratios(measured with the microprobe) observed in sample VO20could be explained partly by the zoning of the plagioclasecrystals, which vary in composition from An40 to An70(Oliveros 2005).
Plagioclase sample VO181 yields a plateau age of159.6±1.1 Ma correlating with a flat 37ArCa/
39ArK ratiospectrum (Fig. 4e), which demonstrates that the analyzedplagioclase was mostly pure.
Finally, plagioclase bulk sample RS18 from the maindioritic stock located inside the Lince pit (Fig. 2) displaystwo concordant plateau ages of 154.4±3.9 and 153.7±3.2 Ma (Fig. 4f) affected by large error bars because of thelow quantity of analyzed grains. Nevertheless, we observe aslight increase in apparent ages that appear to be correlatedwith the 37ArCa/
39ArK ratios. It is therefore likely that thebest estimate of the closure age of these plagioclases isgiven by high-temperature ages of 157.8±5.6 and 157.0±5.0 Ma (w.m.a.=157.4±3.7 Ma). This age is concordantwith the VO181 plateau age. Single grains of stronglyseritized plagioclase were analyzed by two-step experi-ments, and the data are given below.
Amphibole
Amphibole (hornblende) sample DTA-740 (Lince Pitbarren dyke) yields a plateau age of 137.4±1.1 Ma,probably corresponding to pure amphibole, as shown bythe flat 37ArCa/
39ArK ratio spectrum (Fig. 4g).
Alteration minerals
Adularia
Adularia single grains from amygdales sample VO26B yieldtwo concordant plateau ages of 139.6±1.5 and 137.6±2.2Ma,corresponding to flat and variable 37ArCa/
39ArK ratios(Fig. 5a). An adularia single grain from sample VO30Bdisplays a plateau age of 145.1±0.7 Ma (Fig. 5b), concor-dant with a miniplateau age of 143.8±1.1 Ma (65% of 39Arreleased) obtained from another grain. The very low andmostly constant 37ArCa/
39ArK ratios demonstrate that theanalyzed adularia grains were pure.
Sericitized plagioclase
Because of their tiny size, secondary minerals such assericite could not be separated from the plagioclase hostmineral and therefore were analyzed by heating singlegrains of strongly altered plagioclase where sericiterepresents the dominant secondary mineral. Aguirre et al.1999 and Fuentes et al. 2005 showed that the obtainedplateau ages may represent the age of the sericite in somecases, the contribution of fresh plagioclase being negligiblebecause of the much lower K content. Sericitized plagio-clase single grains from sample VO31 yield concordantplateau ages of 157.9±3.8 and 154.6±2.6 Ma (Fig. 5c). Therather high and variable 37ArCa/
39ArK ratios show that thesegrains probably contained low proportions of sericite; thisexplains the large error bars because of small argon signalsduring measurements. Nevertheless, these ages are concor-dant with the low-temperature w.m.a of 153.7±1.8 Maobtained from “fresh” plagioclase. Single grains of serici-tized plagioclase sample VO148 yield concordant plateauages of 160.9±1.4 and 161.2±0.9 Ma (Fig. 5d), which areconcordant with the plateau age (159.9±1.0 Ma) obtainedfrom fresh plagioclase.
Single grains of strongly sericitized plagioclase sampleRS18 (dioritic stock inside the Lince pit) were too small toperform step-heating experiments. Therefore, 11 singlegrains of sericitized plagioclase were individually heatedin two steps only. The first step allows degassing of atmo-spheric argon and the second one—total fusion—generallyrepresents ~90% of the radiogenic argon released. Whenplotting these ages and apparent ages from small clusters ofstep-heated “fresh” plagioclase (Fig. 4f) vs 37ArCa/
39ArKratios (Fig. 6), a positive correlation is observed, indicatingthat the lower the 37ArCa/
39ArK ratio of the analyzed material,the younger is the obtained age. According to the correlationtrend, the age of a pure sericite would be on the order of148 Ma, corresponding to a low (near zero) 37ArCa/
39ArKratio, whereas the “pure” plagioclase age would be estimatedaround 158 Ma (Fig. 6).
Miner Deposita
Table 1 Summary of 40Ar/39Ar data on plagioclase, amphibole, sericitized plagioclase, adularia, and actinolite from lava flows and intrusivesfrom the Michilla mining district
Step number or T (°C) Atmospheric (%) 39Ar (%) 37ArCa/39ArK
40Ar*/39ArK Age±1σ (Ma)
VO17 Plagioclase, 30 grains (J=0.01607)1 97.4 0.5 3.5 1.902 54.3±87.62 53.9 3.3 3.8 4.654 130.1±13.53 29.8 17.6 5.0 5.130 142.9±2.44 20.6 17.6 4.2 5.388 149.8±2.45 27.6 22.0 4.9 5.351 148.9±2.26 24.6 19.8 4.3 5.295 147.4±2.67 30.6 19.2 6.1 5.249 146.1±2.6VO20 Plagioclase, 30 grains (J=0.01608)1 80.9 0.9 4.7 7.002 192.5±66.52 72.5 2.1 11.0 5.341 148.6±21.33 58.7 5.7 13.2 5.262 146.5±8.54 39.1 8.0 13.9 5.146 143.4±4.85 20.2 9.7 13.9 5.408 150.4±3.96 32.8 12.7 13.0 5.145 143.4±3.87 17.5 24.6 15.7 5.219 145.4±2.08 28.6 8.9 15.0 5.165 143.9±5.19 41.1 6.7 13.8 4.934 137.7±9.310 16.0 20.8 16.9 5.324 148.2±2.4VO26B (1) K-Feldspar, single grain, 0.04 mg (J=0.01758)1 10.0 4.7 0.001 4.410 134.7±1.42 6.7 1.3 0.000 4.670 142.3±4.23 1.3 2.0 0.000 4.830 147.0±3.04 18.4 2.8 0.001 4.550 138.8±1.95 55.2 53.1 0.001 4.518 137.9±1.16 57.9 11.3 0.001 4.574 139.5±1.77 53.0 24.9 0.001 4.704 143.3±1.3VO26B (2) K-Feldspar, single grain, 0.01 mg (J=0.01758)1 22.5 8.4 0.000 4.528 138.2±3.62 9.1 2.5 0.002 4.748 144.6±9.73 12.7 2.4 0.001 4.556 139.0±11.34 11.7 1.0 0.000 5.323 161.4±23.05 43.1 5.0 0.000 4.735 144.2±5.36 58.7 37.4 0.000 4.468 136.4±1.97 58.6 27.7 0.001 4.470 136.5±1.68 59.5 8.5 0.003 4.561 139.1±3.09 56.8 7.1 0.002 4.646 141.6±4.0VO30B (1) K-Feldspar, single grain, 0.02 mg (J=0.01758)1 78.2 1.6 11.0 3.667 112.5±9.82 33.4 3.5 16.9 4.490 136.8±3.83 14.6 14.6 16.5 4.597 139.9±1.44 10.2 12.6 16.9 4.538 138.2±1.15 7.8 7.8 17.6 4.670 142.0±2.06 9.4 5.7 17.9 4.602 140.0±2.37 14.6 8.4 18.2 4.514 137.5±2.28 18.7 11.8 17.3 4.469 136.2±1.49 17.5 11.9 18.8 4.699 142.9±1.310 11.3 12.1 21.5 5.008 151.9±1.211 12.6 10.1 22.0 4.971 150.8±1.4VO30B (2) K-Feldspar, single grain, 0.01 mg (J=0.01758)1 16.1 4.0 0.0 4.829 147.0±2.02 23.4 5.2 0.0 4.776 145.5±1.73 27.2 33.5 0.0 4.732 144.2±0.64 27.1 30.1 0.0 4.764 145.1±0.65 28.0 11.7 0.0 4.782 145.6±0.86 28.0 8.1 0.0 4.790 145.9±1.2
Miner Deposita
Table 1 (continued)
Step number or T (°C) Atmospheric (%) 39Ar (%) 37ArCa/39ArK
40Ar*/39ArK Age±1σ (Ma)
7 29.2 4.9 0.0 4.788 145.8±2.08 28.9 1.7 0.0 4.851 147.6±4.29 25.3 0.9 0.0 4.996 151.9±7.2VO31 Plagiolcase, small bulk sample, 1.20 mg (J=0.01756)1 67.2 1.1 2.0 4.748 144.4±12.02 55.1 1.9 4.3 4.568 139.2±7.53 18.4 8.2 6.3 5.128 155.5±1.64 8.4 14.5 8.3 5.089 154.4±1.65 8.2 11.2 9.5 5.078 154.1±1.86 8.4 12.7 10.0 5.096 154.6±1.77 7.5 11.1 10.1 5.267 159.6±1.58 6.6 9.0 10.9 5.337 161.6±1.49 7.4 11.0 11.1 5.397 163.3±1.810 8.1 6.8 11.4 5.361 162.3±2.811 7.1 12.5 11.9 5.494 166.1±1.3VO31 (1) Sericite in situ in plagioclase, single grain, 0.04 mg (J=0.01752)1 50.0 1.7 0.6 4.553 138.5±28.82 49.0 8.2 1.0 5.186 157.0±8.33 2.9 14.7 1.6 5.561 167.8±4.04 6.2 34.1 1.2 5.143 155.7±2.35 2.7 10.3 2.6 5.278 159.6±9.16 5.1 11.7 3.7 5.261 159.1±5.47 7.4 9.9 2.4 5.093 154.3±4.68 9.6 9.3 6.6 5.108 154.7±6.7VO31 (2) Sericite in situ in plagioclase, single grain, 0.01 mg (J=0.01752)1 48.2 9.4 0.4 4.929 149.5±7.02 8.0 8.6 0.8 5.202 157.4±6.33 8.4 26.2 1.0 5.158 156.2±2.04 5.8 16.5 1.2 5.137 155.5±2.75 8.9 29.8 1.6 5.062 153.4±1.36 25.8 2.4 2.4 4.098 125.2±19.07 13.4 7.0 4.1 4.926 149.4±8.3VO148 Plagiolcase, small bulk sample, 1.10 mg (J=0.01670)1 91.2 0.4 2.9 1.696 50.4±30.52 53.1 1.8 7.1 5.593 161.1±6.83 27.6 4.3 9.9 5.344 154.2±4.14 11.1 7.9 11.5 5.670 163.2±2.15 7.9 9.1 12.4 5.569 160.4±1.76 4.7 6.3 13.5 5.604 161.4±2.37 9.3 6.8 13.3 5.425 156.5±1.48 10.0 8.3 13.4 5.426 156.5±1.49 7.9 8.9 14.2 5.514 158.9±1.510 7.8 10.6 14.2 5.573 160.5±1.811 8.1 7.6 14.6 5.495 158.4±1.812 5.5 4.0 15.2 5.550 159.9±3.413 6.2 5.4 15.3 5.551 160.0±1.814 5.2 6.6 15.3 5.651 162.7±1.715 5.0 12.0 15.5 5.632 162.2±0.9VO148 (1) Sericite in situ in plagioclase, single grain, 0.02 mg (J=0.01682)1 76.2 1.6 0.3 3.737 110.0±14.22 21.9 3.1 0.4 5.495 159.5±6.93 10.0 21.9 0.2 5.608 162.6±1.14 3.6 7.9 0.2 5.651 163.8±2.95 1.1 5.7 0.2 5.723 165.8±3.56 3.3 13.0 0.2 5.592 162.2±1.77 5.0 13.4 0.2 5.507 159.8±1.98 6.7 4.0 0.3 5.475 158.9±6.0
Miner Deposita
Table 1 (continued)
Step number or T (°C) Atmospheric (%) 39Ar (%) 37ArCa/39ArK
40Ar*/39ArK Age±1σ (Ma)
9 9.5 6.3 0.3 5.386 156.4±3.710 6.5 23.1 0.3 5.457 158.4±1.0VO148 (2) Sericite in situ in plagioclase, single grain, 0.02 mg (J=0.01682)1 80.5 0.7 0.1 3.314 97.9±28.82 36.2 2.1 0.2 4.932 143.8±8.33 15.0 20.0 0.1 5.579 161.8±1.24 3.9 34.3 0.0 5.581 161.9±0.75 4.2 15.5 0.1 5.526 160.3±1.16 3.9 7.1 0.1 5.555 161.1±2.07 11.3 2.7 0.3 5.452 158.3±2.98 6.0 17.7 0.1 5.523 160.3±0.7RS18 Plagioclase 30 grains (J=0.01599)1 41.1 10.6 9.1 5.472 151.3±9.52 20.8 9.8 10.7 5.398 149.4±6.63 16.2 17.4 10.9 5.565 153.8±4.24 22.4 27.0 13.4 5.544 153.3±3.45 19.8 35.2 16.6 5.716 157.8±2.8RS18 Plagioclase 30 grains (J=0.01599)1 82.1 2.6 11.6 4.195 117.1±21.62 41.5 13.3 13.6 5.195 144.0±6.33 30.6 27.7 13.3 5.443 150.6±2.14 25.8 21.1 13.0 5.730 158.2±3.55 21.3 35.4 15.0 5.686 157.0±2.5RS18 Sericite in situ in plagioclase, 11 grains (J=0.01601)1 69.8 1.7 2.9 4.392 122.6±15.6
10.8 43.8 1.5 5.312 147.2±0.82 57.9 0.3 4.0 3.806 106.7±50.5
49.5 1.8 9.7 5.407 149.8±7.43 76.6 1.2 4.7 5.085 141.2±12.9
27.7 20.0 3.9 4.387 122.5±1.14 77.0 0.4 11.2 4.664 129.9±42.7
36.3 4.5 12.3 5.477 151.6±4.55 69.7 0.2 11.5 3.523 99.0±86.8
22.9 4.0 14.9 5.878 162.2±3.46 32.6 0.3 5.8 4.319 120.6±51.1
38.0 3.5 8.5 5.521 152.8±4.97 88.4 0.3 8.7 4.691 130.6±41.2
53.9 5.1 9.3 5.454 151.0±3.38 80.8 0.4 6.3 5.622 155.5±34.0
46.2 5.3 8.0 5.336 147.9±4.49 47.2 0.3 8.8 5.321 147.5±50.4
49.8 0.5 14.1 3.875 108.6±32.110 76.2 0.2 9.6 3.448 96.9±71.2
39.5 3.4 13.4 5.430 150.4±3.411 85.6 0.3 9.2 2.887 81.5±44.8
50.9 2.6 11.8 5.007 139.1±5.5VO181 Plagioclase, small bulk sample, 1.00 mg (J=0.01658)1 86.8 0.5 4.2 4.428 128.0±26.12 80.7 0.9 6.3 2.463 72.3±13.03 64.0 2.0 9.0 3.293 96.0±7.64 28.2 4.2 13.3 4.794 138.2±3.45 15.7 5.7 14.8 5.236 150.4±1.86 9.7 6.9 15.1 5.298 152.1±1.87 7.1 6.7 15.2 5.470 156.8±1.78 7.3 6.2 15.3 5.547 158.9±1.89 9.8 6.3 14.8 5.460 156.6±1.710 9.1 5.9 15.1 5.581 159.9±2.0
Miner Deposita
Table 1 (continued)
Step number or T (°C) Atmospheric (%) 39Ar (%) 37ArCa/39ArK
40Ar*/39ArK Age±1σ (Ma)
11 9.5 6.4 15.0 5.570 159.6±1.912 10.3 5.7 15.0 5.592 160.2±2.213 14.3 4.7 15.0 5.427 155.6±2.514 8.4 9.4 15.1 5.599 160.4±1.515 6.9 8.1 15.2 5.683 162.7±1.716 7.9 8.1 5.6 5.579 159.8±1.917 7.4 4.3 5.5 5.542 158.8±3.218 8.5 8.2 5.7 5.696 163.0±1.9DTA-740 Amphibole, bulk sample, 10.00 mg (J=0.01649)800 101.2 0.00 0.0 – –±–900 3.9 0.05 13.9 13.864 372.0±124.4950 0.0 0.24 6.8 6.763 191.0±32.11,000 26.8 3.76 4.6 4.606 132.3±2.11,050 17.3 66.72 4.8 4.804 137.7±0.71,080 21.9 6.66 4.8 4.765 136.7±1.21,110 15.2 16.19 4.7 4.747 136.2±0.81,140 24.2 2.05 4.3 4.341 124.9±4.71,180 24.5 1.07 4.7 4.711 135.2±9.21,250 19.7 2.88 4.5 4.540 130.4±2.81,400 35.8 0.37 5.4 5.376 153.4±20.01,550 0.0 0.0 966.5 966.485 5107.2±5146.6RL536-3 Actinolite, bulk sample, 20.70 mg (J=0.01637)550 100.6 0.01 0.0 – –±–650 101.9 0.64 0.0 – –±–700 101.3 1.26 0.0 – –±–750 100.6 0.98 0.0 – –±–800 103.2 0.97 0.0 – –±–880 96.5 3.62 2.0 1.997 58.0±16.9900 42.2 10.39 5.6 5.638 159.2±2.6930 15.3 44.76 5.9 5.889 166.0±1.3960 22.8 17.02 5.7 5.745 162.1±1.6990 55.2 5.47 5.5 5.522 156.1±3.51,030 53.5 9.12 5.4 5.368 151.9±3.11,130 46.2 3.96 5.5 5.453 154.2±4.21,250 40.7 1.76 4.9 4.875 138.5±9.11,400 98.6 0.05 1.0 0.967 28.3±297.41,550 122.1 0.00 0.0 −394.885 –±–RL605D (1) Sericite in situ in plagioclase, single grain, 0.05 mg (J=0.01668)1 74.4 35.74 4.4 4.421 128.4±5.72 47.4 13.71 3.4 3.443 100.8±13.53 53.8 9.23 2.5 2.517 74.2±23.74 13.9 18.43 4.2 4.245 123.5±15.65 30.9 11.79 4.5 4.539 131.7±23.56 69.6 11.10 4.9 4.860 140.7±24.0RL605D (2) Sericite in situ in plagioclase, single grain, 0.05 mg (J=0.01668)1 89.1 27.66 4.2 4.175 121.5±10.62 37.4 15.83 4.3 4.251 123.6±8.23 67.0 56.51 4.4 4.406 128.0±3.5
The inverse isochron (40Ar/36Ar)i ratio and ages are calculated from the best-fit line (York 1969) on all points. The errors are taken as the 95%confidence limit of York’s model-1 fit. MSWD=mean square of weighted deviates=SUMS/(n−2), with SUMS=minimum weighted sum ofresiduals and n=number of points fitted. The GPS coordinates of the samples are indicated (projection South America 56=SA56). Apparent agesof each individual step are given at 1σ.Step Temperature (°C) or step number for the sample analyzed with furnace or laser-heating systems, respectively, w.m.a. weighted mean age,(40 Ar/36 Ar)i initial ratio from inverse isochrone.
Miner Deposita
Tab
le2
Detailed
40Ar/39Aranalytical
results
obtained
onplagioclase,am
phibole,sericitized
plagioclase,adularia,andactin
olite
from
lava
flow
sandintrusives
from
theMichilla
miningdistrict
Sam
ple
Coo
rdinates
Rock
Mineral
Plateau
age
(Ma,
±2σ)
w.m
.a.
(Ma,
±2σ)
Steps
inplateauor
w.m
.a.
%Ar
released
Isochron
eage
(Ma,
±2σ)
40Ar/36Ar
intercept
(±2σ
)
MSWD
Steps
inisochron
eage
Integrated
age
(Ma,
±2σ)
Lat
SLon
gW
m.a.s.l.
VO17
70°04′00″
22°44′00″17
90Grano
diorite
Plagioclase
147.1±2.2
3-fuse
96.20
155.0±12
.424
8.6±72
.41.2
3-fuse
146.1±2.4
VO20
70°06′44″
22°43′45″17
18Grano
diorite
Plagioclase
145.5±2.8
3-fuse
97.05
147.0±3.2
287.3±17
.70.5
3-fuse
145.9±3.0
VO26
B(1)
70°10′49″
22°44′30″
950
Lavaflow
K-Feldspar
139.6±1.5
4-fuse
92.10
139.2±15
.729
5.6±28
.911.3
4-fuse
139.5±1.4
VO26
B(2)
70°10′49″
22°44′30″
950
Lavaflow
K-Feldspar
137.6±2.2
5-fuse
85.76
150.5±20
.327
4.2±33
.00.9
5-fuse
138.1±2.2
VO30
B(1)
70°13′44″
22°41′33″
850
Lavaflow
K-Feldspar
143.8±1.1
5-8
64.68
143.0±8.9
297.9±33
.21.2
5–8
144.8±0.9
VO30
B(2)
70°13′44″
22°41′33″
850
Lavaflow
K-Feldspar
145.1±0.7
1-fuse
100.00
145.8±7.1
294.1±40
.70.8
1-fuse
145.1±0.7
VO31
70°13′44″
22°41′31″
870
Lavaflow
Plagioclase
153.7±1.8
1–6
49.59
155.5±1.9
280.3±15
.10.7
1–6
158.3±1.2
Plagioclase
163.6±1.8
8-fuse
39.29
Nofit
Nofit
–8-fuse
VO31
(1)
70°13′44″
22°41′31″
870
Lavaflow
Sericite
157.9±3.8
1-fuse
100.00
158.0±4.4
292.5±40
.51.2
1-fuse
157.9±3.8
VO31
(2)
70°13′44″
22°41′31″
870
Lavaflow
Sericite
154.6±2.6
1–5
90.54
154.9±2.1
284.0±26
.10.6
1–5
153.5±2.8
VO14
870
°14′13″
22°41′35″
739
Lavaflow
Plagioclase
159.9±1.0
5-fuse
85.60
166.2±2.5
141.2±64
.81.5
5-fuse
159.4±1.1
VO14
8(1)
70°14′13″
22°41′35″
739
Lavaflow
Sericite
160.9±1.4
3-fuse
95.28
157.7±5.4
371.1±14
5.6
1.7
3-fuse
160.0±1.5
VO14
8(2)
70°15′18″
22°41′35″
739
Lavaflow
Sericite
161.2±0.9
3-fuse
97.21
160.8±1.7
301.6±38
.71.0
3-fuse
160.4±1.0
VO18
170
°14′13″
22°43′32″
269
Diorite
Plagioclase
159.6±1.1
7-fuse
79.89
155.23
±7.7
381.7±21
2.7
1.4
7-fuse
155.6±0.5
RS18
(1)
70°10′03″
22°40′44″
650
Diorite
Plagioclase
154.4±3.9
1-fuse
100.00
155.4±9.7
290.9±70
.90.7
1-fuse
154.4±3.9
RS18
(2)
70°10′03″
22°40′44″
650
Diorite
Plagioclase
153.7±3.2
2-fuse
97.38
167.2±9.8
221.9±48
.40.9
2-fuse
152.7±3.3
RS18
70°10′03″
22°40′44″
650
Diorite
Sericite
147.8±1.7
8grains
147.0±1.8
300.0±9.5
0.8
8grains
142.2±1.6
DTA
-740
70°10′03″
22°40′44″
740
Dyk
eAmph
ibole
137.4±1.1
5–7
89.57
134.6±9.7
311.9±10
3.7
2.5
5–7
137.0±1.2
RL53
6-3
70°10′03″
22°40′44″
265
Lavaflow
Actinolite
163.6±1.9
7–10
77.64
158.8±1.3
279.5±10
.51.1
7–10
147.1±3.8
RL60
5D(1)
70°10′03″
22°40′44″
11Lavaflow
Sericite
120.5±11.9
1-fuse
100.00
104.6±23
.831
5.1±22
.91.2
1-fuse
120.5±11.9
RL60
5D(2)
70°10′03″
22°40′44″
11Lavaflow
Sericite
125.5±7.5
1-fuse
100.00
128.8±5.7
293.6±4.3
0.4
1-fuse
125.5±7.5
The
errorisatthe1σ
levelanddo
esno
tinclude
theerrorin
thevalueof
theJparameter.A
gecalculations
arebasedon
thedecayconstantsgivenby
Steiger
andJäger19
77.C
orrectionfactorsfor
interferingisotop
eswere(39Ar/37Ar)Ca=7.30
×10
−4±4%
,(36Ar/37Ar)Ca=2.82
×10
−4±1%
and(40Ar/39Ar)K=2.97
×10
−2±2%
.Step
Tem
perature
(°C)or
step
numberforthesampleanalyzed
with
afurnacesystem
oralaserprob
e,respectiv
ely,
40Ar*
radiog
enic
40Ar,CaandKprod
uced
byCaandK
neutroninterference,
respectiv
ely,
Jirradiationparameter,m.a.s.l.
metersabov
esealevel
Miner Deposita
Two sericitized plagioclase grains from sample RL605Ddisplay concordant plateau ages of 125.5±7.5 and 120.5±11.9 Ma (Fig. 5e), respectively, but affected by large errorbars because of the low sericite content of the grains (high37ArCa/
39ArK ratios).
Actinolite
Actinolite generally occurs as fine needle-shaped crystalsinfilling amygdales in the lava flows (Fig. 3b). A plateau ageof 163.5±1.9 Ma was obtained from a population ofamphibole grains from a strongly altered rock (sampleRL536-3, Fig. 5f, Table 2). This age may be valid, but it isnoteworthy to point out the tiny size of the analyzedminerals (thickness of the needle-shaped crystals <50 μm)and the hump shape of the age spectrum, similar to thosegenerally obtained for glauconite where recoil has beenclearly identified (see Hess and Lippolt 1986). Consequently,some 39Ar recoil could have occurred during the irradiation,and therefore the possibility that the obtained age for theactinolite is artificially too old cannot be discarded.
Discussion
Dating volcanic and plutonic events
La Negra Formation lava series
The first magmatic event occurring in the Michilla miningdistrict during Middle Jurassic times was the extrusion of a
thick sequence of volcanic rocks, the La Negra Formation,hosting the copper mineralization. Oliveros et al. (2006)demonstrated that plateau ages obtained for fresh plagio-clases from altered lava flows of the La Negra Formationprobably represent the emplacement age of the lava seriesbecause of the coincidence of the obtained ages with thefossil record and the correlation between the alterationdegree of the rock and the quality of the age spectra. Oneplateau age of 159.9±1.0 Ma (VO148) and a high-tempera-ture miniplateau ge of 163.6±1.8 Ma (VO31) correspondingto unaltered plagioclase fractions were obtained for lava flowsfrom the upper third part of the series of the Michilla district.They are concordant with plateau ages of 161.2±1.1, 160.1±1.5, and 164.9±1.7 Ma obtained from lava flows of the LaNegra Formation in the neighboring Tocopilla region, located40–60 km to the north (Fig. 1) (Oliveros et al. 2006).Unfortunately, a stratigraphic correlation between the twolava series cannot be stablished. The lava flows from thelowest part of the series, hosting the orebodies (Fig. 2), aretoo altered to be dated.
The intrusions
The plutonic events interpreted from the ages obtained forintrusions and stocks of the Michilla district strictlycorrespond to the cooling of these intrusive bodies.However, because the size of these bodies is not large, theobtained ages may also represent (considering the largeerror bars level) the emplacement of the plutonic rocks.This was for example clearly shown for a Cretaceous pluton
10
20
100
140
120
160
180
App
aren
tAge
(Ma)
3739
Ar
/A
rC
aK
30
% Ar released0 10050
RS18 plagioclase (diorite)
154.4 3.9 Ma (P)±153.7 3.2 Ma (P)±
1
2
12
Lince Pit
157.8 5.6 Ma±
157.0 5.0 Ma±
10
20
30
3739
Ar
/A
rC
aK
App
aren
tAge
(Ma)
% Ar released0 10050
100
140
120
160
180
159.6 ± 1.1 Ma (P)
Integrated age: 155.3 ± 1.1 Ma
VO181 plagioclase (diorite)
3
6
100
140
120
160
180
147.1 ± 2.2 Ma (P)
App
aren
tAg e
(Ma )
3739
Ar
/A
rC
aK
% Ar released0 10050
VO17 plagioclase (granodiorite)
Integrated age: 146.1 ± 2.4 Ma
9
10
20
30
3739
Ar
/A
rC
aK
App
aren
tAge
(Ma)
% Ar released0 10050
100
140
120
160
180
145.5 ± 2.8 Ma (P)
Integrated age: 145.9 ± 3.0 Ma
VO20 plagioclase (granodiorite)10
20
100
140
120
160
180
159.9 ± 1.0 Ma (P)
App
aren
tAge
(Ma)
3739
Ar
/A
rC
aK
Integrated age: 159.4 ± 1.1 Ma
30
VO148 plagioclase (lava flow)
% Ar released0 10050
2
10
100
140
120
160
180
VO31 plagioclase (lava flow)
163.6 ± 1.8 Ma (39%)
3739
Ar
/A
rC
aK
App
aren
t Ag e
(Ma)
Integrated age: 158.3 ± 1.2 Ma
20
% Ar released0 10050
153.7 ± 1.8 Ma (50%)
10
20
30
3739
Ar
/A
rC
aK
Ap p
are n
tAge
(Ma)
% Ar released0 10050
100
140
120
160
180
137.4 ± 1.1 Ma (P)
Integrated age: 137.0 ± 1.2 Ma
DTA-740 amphibole (dyke)Lince Pit - Furnace heating
a b d
g
c
e f
Fig. 4 40Ar/39Ar age and 37ArCa/39ArK ratio spectra obtained on
plagioclase and amphibole bulk sample and small plagioclase grainclusters sample from the Michilla district (lava flows: a, b, c;intrusives: d, e; dyke: f). Shaded rectangles show 37Ca/39K ratios
deduced from microprobe analyses (data on Table 3). Plateau andintegrated ages are given at the 2-sigma (2σ) confidence level, butapparent ages of each individual step are given at 1σ (Table 1)
Miner Deposita
in central Chile (Parada et al. 2005). The first plutonic eventof a series of three identified pulses of magmatic intrusionsin the region is dated at 159.6±1.1 Ma (VO181). This ageis close to the plateau ages obtained from plutonic rockslocated 30–60 km farther to the north (ca. 155–157 Ma,Oliveros et al. 2006) and which are distributed along anorth–south axis along the Coastal Cordillera up to 22°S.
A subvolcanic fine-grained dioritic stock inside Lince pit(sample RS18) was probably emplaced around 158 Ma or
slightly before, as suggested by the high temperatureapparent ages on slightly altered plagioclase, and could becontemporaneous with the previous pluton (VO181) andupper volcanic lava flows (VO148).
A later plutonic event occurred along the eastern borderof the district (Co. Vireira) by plateau ages of 145.5±2.8and 147.1±2.2 Ma obtained for rocks from a same plutonbut sampled in two distinct locations. Similar EarliestCretaceous ages have been obtained from plutonic rocks
0.0001
0.001
0.3
1
100
140
120
160
180
120
140
130
150
160
120
140
130
150
160
VO26B Adularia
145.1 ± 0.7 Ma (P)
3739
Ar
/A
rC
aK
App
aren
tAge
(Ma)
Ap p
aren
tAge
(Ma)
App
aren
tAge
(Ma)
3739
Ar
/A
rC
aK
373 9
Ar
/A
rC
aK
0.003
% Ar released0 10050
% Ar released0 10050
% Ar released0 10050
VO31 Sericite in plagioclase0.1
1
2037
39A
r/
Ar
Ca
KA
ppar
entA
g e( M
a)
% Ar released0 10050
100
140
120
160
180
7
137.6 ± 2.2 Ma (P)
1 2
139.6 ± 1.5 Ma (P)
12
143.8 ± 1.1 Ma (65%)
1 2
12
VO30B Adularia
157.9 3.8 Ma (P)±154.6 2.6 Ma (P)±
1
2
VO148 Sericite in plagioclase
160.9 1.4 Ma (P)±161.2 0.9 Ma (P)±
1
2
12
0.0001
0.001
0.003
12
0.6
1
0
80
40
120
160
App
aren
tAge
(Ma )
3739
Ar
/A
rC
aK
% Ar released0 10050
20
100
3739
Ar
/A
rC
aK
App
aren
tAge
(Ma)
% Ar released0 10050
100
140
120
160
180
10
RL536-3 Actinolite
2
12
12
163.5 ± 1.9 Ma (P)
Integrated age: 147.1 ± 3.6 Ma
Lince Pit - Furnace heating
Juarez Pit
Fresh plagioclaseFresh plagioclase
0
RL605D Sericite in plagioclase
120.5 11.9 Ma (P)±125.5 7.5 Ma (P)±
1
2
Lince Pit
10
Fresh plagioclase
a b
f
c d
e
Fig. 5 40Ar/39Ar age and37ArCa/
39ArK ratio spectraobtained for adularia (a, b) andsericitized plagioclase (c, d, e)single grains and actinolite bulksample (f) from the Michilladistrict. Plateau and integratedages are given at the 2-sigma(2σ) confidence level, but ap-parent ages of each individualstep are given at 1σ (Table 1)
Miner Deposita
near Iquique city (21°S) and the Mantos Blancos miningarea, at ca. 141–144 Ma (Oliveros et al. 2006, in press).
A still younger intrusive event at 137.4±1.1 Ma (amphi-bole plateau age) is determined for the andesitic porphyriticdyke from the Lince pit (sample DTA-740) cutting ore bodies.The orientation of these intrusions, mostly perpendicular tothe lava flows, indicates that they were emplaced before theextensional tilting of the volcanic sequence. Consequently,this process, which affected the volcanic rocks all along themagmatic arc, would have occurred during the early Creta-ceous at least in this region.
Dating alteration events
The ages obtained from alteration minerals are hereinterpreted as the time interval for the alteration events.Different alteration events have recently been dated by the40Ar/39Ar method in lavas from La Negra Formation innorthern Chile (Oliveros 2005). In the Michilla district, theplateau age of 163.6±1.9 Ma obtained from actinolite sampleRL536-3 (if valid, as previously discussed) is concordant orclose to ages obtained for lava flows from higher stratigraphiclevels (see Fig. 2). We observe a concordance between (1)
Table 3 CaO and K2O measured from microprobe analyses for fresh plagioclase (inner core)
Sample number Ca K 37Ca/39K
Min Max Mean ±1σ Min Max Mean ±1σ Min Max Mean ±1σ
VO17 4.11 2.51 3.42 0.55 0.24 0.13 0.18 0.03 12.82 6.37 10.31 1.77VO20 5.63 4.18 4.67 0.45 0.19 0.06 0.13 0.04 49.58 13.21 22.33 10.49VO31 4.55 0.18 3.09 1.86 4.39 0.18 1.35 1.93 13.59 9.94 12.30 0.89VO148 4.73 4.33 4.53 0.11 0.18 0.14 0.16 0.01 18.46 13.23 15.89 1.47RS18 5.49 2.41 4.11 0.66 0.52 0.06 0.18 0.13 53.75 2.51 17.85 11.95
37Ca/39K ratio is calculated as (Ca/K)/1.83.
0 4 8 12 16
200
180
160
140
120
100
80
60
40
0
20
37 39Ar / ArCa K
~158 Ma~148 Ma
Sericite
Freshplagioclasehigh Tº steps
RS18 (diorite)
~158 MaFusion ages on sericitized plag. (concordant)
Fusion ages on sericitized plag. (discordant)
First step ages
Apparent ages on step-heated fresh plag. ~148 Ma
Fig. 6 Apparent agevs 37ArCa/
39ArK ratios for twostep-heated bulk-sample freshplagioclase and 11 single grainsof sericitized plagioclase fromsample RS18. Filled symbolsrepresent total fusion steps(~90% of radiogenic Ar re-leased), whereas empty symbolsrepresent first low-temperaturedegassing steps for sericitizedsingle plagioclase grains. Boxesrepresent apparent ages for step-heated fresh plagioclase. Errorsbars are at the 1σ confidencelevel (Table 1). Dotted linerepresents the w.m.a. obtainedfrom eight concordant ages.Heavy line represents extrapola-tion between “fresh plagioclase”and “sericite.” Inset: age spectrafor the two bulk sample freshplagioclase and one grain ofsericitized plagioclase
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La Negra Formation lava flow emplacement (upper third ofthe series: 159.9±1.0, 163.6±1.8 Ma), (2) intrusions(plateau age of 159.6±1.1 Ma and high-temperature agesof 157.4±3.6 Ma displayed by VO181 and RS18, respec-tively), and (3) sericite plateau ages (160.9±1.4 and 161.2±0.9 Ma obtained on VO148). According to these ages, itappears that the secondary event(s) producing sericite inplagioclase is nearly coeval with or immediately follows LaNegra Formation volcanism as a consequence of a highfluid/rock ratio in a high thermal gradient environment.These alteration ages appear coincident with the obtainedage for actinolite in the deepest levels (Fig. 7).
A slightly younger alteration event seems identified by(1) the “fresh” plagioclase VO31, giving a low temperatureminiplateau age of 153.7±1.8 Ma (on gaz fractions fromsericitized plagioclase) and (2) plateau ages of 154.6±2.6and 157.9±3.8 Ma on strongly sericitized single grains(VO31). One (or two) significantly younger alterationevents is evidenced by (1) a plateau age of 145.1±0.7 Ma(confirmed by a miniplateau age at 143.8±1.1 Ma) dis-played by adularia VO30B from a lava flow from the LaNegra series and (2) an age around 148 Ma given by themost sericitized single grains of plagioclase RS18. Thisevent could be related to the emplacement of the hugeplutons in the eastern border of the district (Co. Vireiraarea) giving plateau ages of 147.1±2.2 and 145.5±2.8 Maon plagioclase.
The alteration event constrained by the plateau ages at137.6±2.2 and 139.6±1.5 Ma obtained on adularia from alava flow in the Juarez pit may correspond to other localintrusive events, possibly as that evidenced by dyke DTA-740 (amphibole plateau age of 137.4±1.1 Ma).
A much younger but imprecise alteration event around126 Ma may be indicated by the barren host rock RL605D.Such an event cannot be connected to any mineralization orintrusive event dated in the district. Nevertheless, if valid, itcould correspond to the activation of the sinistral displace-ment in the Atacama Fault System, which occurred at ca.125 Ma (Scheuber and González 1999).
The age of Cu mineralization
We examined in detail the relationship between Cumineralization and the dated alteration minerals. Detailedpetrographical and microprobe studies (Tristá-Aguilera2007) demonstrate that (1) actinolite and chalcocite belongto the same paragenesis (Fig. 3a,b) and precipitatedcontemporaneously and (2) actinolite crystals have ananomalously high Cu content and thus were likely formedduring the Cu mineralization event. Nevertheless, thisrelationship cannot be extrapolated to the whole depositbecause actinolite is a minor alteration phase and coexistswith ore minerals only in the deepest levels of the deposit.
Its formation thus could correspond to an early andpunctual stage in the mineralization “history” of the Lincedeposit. Therefore, the plateau age of 163.6±1.9 Maobtained for actinolite sample RL536-3 may represent amineralization event, although it has been previouslyoutlined that this age should be considered as a maximumage because of the possible recoil effect (see above). Thisnew Ar/Ar age datum and field observations allow the Cumineralization of the Michilla district to be bracketedbetween 163.6 ± 1.9 and 137.4 ± 1.1 Ma (Fig. 7),corresponding to the age obtained on actinolite (sampleRL536-3) and the postmineralization andesitic barren dyke(sample DTA-740), respectively. This is in agreement withthe Re–Os isochrone age of 159±16 Ma (mean square ofweighted deviates=1.8) recently obtained by Tristá-Aguileraet al. 2006 on hypogene calcocite–bornite of the Lince–Estefanía pit (Fig. 7), representing the first direct dating ofmineralization in Cu-stratabound ore deposits in the CoastalCordillera of northern Chile.
To tentatively narrow this large age domain, other typesof observations may help in giving a possible scenario forthe ore minerals formation and age.
1. The small intrusives, as, e.g., the RS18 stock of theLince–Estefanía pit, are often spatially associated withCu mineralization; this is also the case for the BuenaEsperanza, Buena Vista, and Mantos de la Luna
Age (Ma)
Volcanicrocks
Intrusiverocks
Dyke & stock
130 140 160 170150120
SerAduAct
Lince pit
Lince pit
District
Alteration
Intrusions
Volcanism
Mineralization(Re-Os)
1
2
3
4
Fig. 7 Synthetic age data of plateau and weighted mean ages obtainedon primary and alteration minerals from samples from the Michilladistrict. Shaded areas represent the robustly bracketed (between 157.8±5.6 and 137.4±1.1 Ma, light gray) and more precise (between 157.8±5.6 and 163.5±1.9 Ma, dark gray) time interval for Cu mineralization.Ser Sericite in situ in plagioclase, Adu adularia, Act actinolite. 1, High-temperature weighted mean age (VO31); 2, high-temperature apparentages (RS18); 3, weighted mean age (VO30B); and 4, estimated age forsericite (RS18)
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deposits of the region. It is worth noting that thisapparent association is used as a prospection tool.
2. As shown in Fig. 2, the ore bodies (breccia andstratiform) of the Lince–Estefanía pit are locatedaround the intrusive RS18.
These observations suggest that Cu mineralization of theLince–Estefanía pit belongs to the same magmatic/hydro-thermal event(s) as the RS18 intrusion and the actinolite. Inthis case, the age of the Lince–Estefanía ore deposits wouldbe bracketed between the actinolite plateau age (=maximumage because of eventual recoil) and the high temperatureage of 157.4±3.7 Ma measured on the stock RS18(=minimum age of the stock). Therefore, the Cu mineral-ization age would be included in the interval ~165–154 Ma (Fig. 7). The validity of this time interval isstrengthened by the concordant plateau ages obtained forhigher lava flows (located above the RS18 stock) and theactinolite RL536-3 from a lava flow in the mineralizationarea. This would mean that the Cu mineralization is con-temporaneous with or immediately follows the La Negralava flow emplacement.
The younger ages obtained on secondary minerals notdirectly associated with Cu mineralization may representregional scale alteration events, like those described by Losert(1974) and Oliveros (2005) related to the burial of thevolcanic pile and/or the intrusion of the Coastal Batholith.
Conclusions
The following are the conclusions obtained from this study:
1. 40Ar/39Ar ages obtained for various rock and minerals ofthe Cu-stratabound Michilla district in the CoastalCordillera of northern Chile allow the ages of successivemagmatic events to be established. The first one corre-sponds to the thick lavas series of the La Negra Formation,dated at 159.9±1.0 Ma (plateau age on plagioclaseVO148) for the upper third of the series, despite thestrong alteration affecting the whole series. This data isconcordant with plateau ages obtained on the La Negralava flows from the neighboring Tocopilla region (located40–60 km to the north; Oliveros et al. 2006).
2. Subcontemporaneous dioritic intrusives were dated at159.6±1.1 (plateau age on plagioclase VO181) and 157.4±3.6 Ma (high-temperature age on plagioclase RS18),close to plateau ages obtained from plutonic rocks located30–60 km further to the north (ca.155–157 Ma, Oliveroset al. 2006).
3. A second and third intrusive event were dated at 145.5±2.8 (plagioclase plateau age from a granodioritic pluton:VO20) and 137.4±1.1 Ma (amphibole plateau age on abarren dyke: DTA-740).
4. Secondary minerals gave apparently valid ages becausethe obtained plateau ages correspond to age dataobtained from magmatic rocks of the district (summa-rized above).
5. An early alteration episode, contemporaneous with theLa Negra lava series, is evidenced by actinolite(actinolite+epidote+chlorite+quartz) paragenesis fromthe deepest levels of the lava series (plateau age of163.5±1.9 Ma, if valid: sample RL536-3), and stronglysericitized plagioclases from higher lavas (two plateauages around 161 Ma for sample VO148). According totheir stratigraphic positions, a high thermal componentis probably the cause of their genesis.
6. A slightly younger alteration event seems to beindicated by strongly sericitized single grains (plateauages around 155-158 Ma: sample VO31), possiblyrelated to a dated intrusive event (RS18 sample).
7. Later events around 144–145 (plateau ages on theVO30B sample) and 138–140 Ma (plateau ages on theVO26B sample) were evidenced by adularia from the LaNegra lava flows, which may be related to two intrusiveevents in the district mentioned above. A later imprecisealteration event around 126 Ma could be related to theAFS that strongly affects the region.
8. The Cu mineralization of the Michilla district isbracketed between 163.5±1.9 and 137.4±1.1 Ma,corresponding to the ages obtained on actinolite (sampleRL536-3) and the postmineralization barren dyke (sam-ple DTA-740), respectively. Furthermore, the observedassociation of small intrusives, as, e.g., the analyzedRS18 stock, with Cu mineralization of the region,suggests that the main Michilla ore deposit is related toa magmatic/hydrothermal event dated between 163.5±1.9 and 157.4±3.6 Ma. This event is contemporaneouswith or immediately follows the La Negra lava flowemplacement. This age is in agreement with the Re–Osage of 159±16 Ma measured on the mineralization itself(Tristá-Aguilera et al. 2006).
Acknowledgments This work was financially supported by the Institutde Recherche pour le Développement (IDR), a MECESUP-Chilescholarship (D Tristá–Aguilera), and Minera Michilla S.A. Geologistsand assistants of the Department of Geology of Minera Michilla S.A arealso gratefully thanked for allowing us to undertake this study and itsgeological contribution. M. Manetti is thanked for analytical assistance.Two anonymous reviewers and J Le Roux are thanked for their helpfulcomments on the previous version of this manuscript.
References
Acevedo J (2002) Modelamiento unidades geológicas y evolucióngeológica del yacimiento Lince–Estefanía. Distrito Minero Carolinade Michilla, Segunda Región, Chile. Thesis, Universidad Católicadel Norte, Departamento deCiencias Geológicas, Antofagasta, p 153
Miner Deposita
Aguirre L, Féraud G, Morata D, Vergara M, Robinson D (1999) Timeinterval between volcanism and burial metamorphism and rate ofbasin subsidence in a Cretaceous Andean extensional setting.Tectonophysics 313:433–447
Astudillo O (1983) Geología y metalogénesis del distrito mineroCarolina de Michilla, Antofagasta, II Región, Chile. Thesis,Universidad del Norte, Departamento de Geociencias, Antofa-gasta, p 131
Bogdanic T, Standen R, Wilke H (1994) Nuevos antecedentes desedimentitas calcáreas intercaladas en la Formación La Negra a lalatitud del Distrito Michilla, II Región de Antofagasta. In: CongresoGeológico Chileno 7 Actas, vol. 1, Concepción, pp 414–417
Boric R, Díaz F, Maksaev V (1990) Geología y yacimientos metal-íferos de la Región de Antofagasta, bol 40. Servicio Nacional deGeología y Minería, Santiago, p 246
Cembrano J, González G, Arancibia G, Ahumada I, Olivares V,Herrera V (2005) Fault zone development and strain partitioningin an extensional strike–slip duplex: a case study from theMesozoic Atacama fault system, Northern Chile. Tectonophysics400:105–125
Chavez W (1985) Geological setting and the nature and distribution ofdisseminated copper mineralization of the Mantos Blancosdistrict, Antofagasta Province, Chile. Ph.D Thesis, University611 at California, Berkeley, p 142
Dallmeyer D, Brown M, Grocott J, Taylor G, Treloar PJ (1996)Mesozoic magmatic and tectonic events within the Andean Plateboundary zone, 26°–27°39¶S, North Chile: constraints from40Ar/39Ar mineral ages. J Geol 104:19–40
Espinoza S, Orquera W (1988) El yacimiento de cobre BuenaEsperanza, geología y alteración de la zona de superficie. Nuevasevidencias sobre edad y génesis, vol 3. Actas 5th CongrGeológico Chileno, Santiago, pp G1–G20
Fuentes F, Féraud G, Aguirre L, Morata D (2005) 40Ar–39Ar dating ofvolcanism and subsequent very low–grade metamorphism in asubsiding basin: example of the Cretaceous lava series fromcentral Chile. Chem Geol 214:157–177
García F (1967) Geología del Norte Grande de Chile, vol 3. ActasSymposium sobre el Geosinclinal Andino, Soc Geológica deChile, Santiago
Hess JC, Lippolt HJ (1986) Kinetics of Ar isotopes during neutronirradiation: 39Ar loss from minerals as a source of error in40Ar/39Ar dating. Chem Geol Isot Geosci Sect 59:223–236
Jourdan F, Vérati C, Féraud G (2006) Intercalibration of the Hb3gr40Ar/39Ar dating standard. Chem Geol 231:177–189
Kojima S, Astudillo J, Rojo J, Tristá D, Hayashi K (2003) Oremineralogy, fluid inclusion, and stable isotopic characteristics ofstratiform copper deposits in the coastal Cordillera of northernChile. Miner Dep 38:208–216
Losert J (1974) The formation of stratiform copper deposits in relationto alteration of volcanic series (on north Chilean examples).Rezpravy Českolovenské Akad. Věd. Rocnik 84:1–77
Maksaev V (1990) Metallogeny, geological evolution, and thermo-chronology of the Chilean Andes between latitudes 21° and 26°south, and the origin of major porphyry copper deposits. Ph.D.thesis, Dalhousie University, Halifax, Nova Scotia, Canada, p 554
Maksaev V (2000) Significado tectónico y metalogénico de datos detrazas de fisión en apatitas de plutones de la Cordillera de laCosta de la Región de Antofagasta, vol 2. Actas 9th CongrGeológico Chileno, Puerto Varas, Chile, pp 129–133
Maksaev V, Zentilli M (2002) Chilean stratabound Cu–(Ag) deposits:an overview. In: Porter TM (ed) Hydrothermal iron oxidecopper–gold and related deposits: a global perspective 2. PCG,Adelaide, pp 185–205
Niemeyer H, Standen R, Venegas R (1990) Geología del DistritoMinero Carolina de Michilla. Proyecto de Exploración GeologíaDistrital. Cía Minera Michilla S.A. Informe Inédito, 195 p
Oliveros V (2005) Etude Géochronologique des Unités MagmatiquesJurassiques et Crétacé Inférieur du Nord du Chili (18°39¶–24°S,60°39¶–70°39¶W) : Origine, Mise en Place, Altération, Méta-morphisme et Minéralisations Associées. Ph.D. thesis, Universityof Nice, France, University of Chile, Chile p 312.
Oliveros V, Feraud G, Aguirre L, Fornari M (2006) The Early AndeanMagmatic Province (EAMP): 40Ar/39Ar dating on Mesozoicvolcanic and plutonic rocks from the Coastal Cordillera, NorthernChile. J Volcanol Geoth Res 157:311–330
Oliveros V, Ramírez LE, Féraud G, Palacios C, Aguirre L, ParadaMA, Fornari M (2007) The Late Jurassic Mantos Blancos majorcopper deposit, Coastal Range, northern Chile: 40Ar/39Ar datingof two overprinted magmatic–hydrothermal breccia-feedingmineralization events. Miner Depos (in press) DOI 10.1007/s00126-007-0146-2
Parada MA, Féraud G, Fuentes F, Aguirre L, Morata D, Larrondo P(2005) Ages and cooling history of the Early Cretaceous Caleupluton: testimony of a switch from a rifted to a compressionalcontinental margin in central Chile. J Geol Soc Lond 162:273–287
Pichowiak S (1994) Early Jurassic to Early Cretaceous magmatism inthe Coastal Cordillera and the Central Depression of North Chile.In: Reutter KJ, Scheuber E, Wigger PJ (eds) Tectonics of theSouthern Central Andes. Structure and evolution of a ContinentalMargin. Springer-Verlag, Stuttgart, pp 203–217
Renne PR, Swisher CC, Deino AL, Karner DB, Owens T, de Paolo DJ(1998) Intercalibration of standards, absolute ages and uncertain-ties in 40Ar/39Ar dating. Chem Geol 145:117–152
Rogers G (1985) A geochemial traverse across the North ChileanAndes. Ph.D. thesis, Open University, London, p 333
Rogers G, Hawkesworth CJ (1989) A geochemical traverse across theNorth Chilean Andes: Evidence for crust generation melt fromthe mantle wedge. Earth Planet Sci Lett 91:271–285
Sato T (1984) Manto type copper deposits in Chile, a review. Bulletinof the Geological Survey of Japan 35:565–582
Scheuber E, González G (1999) Tectonics of the Jurassic–EarlyCretaceous magmatic arc of the north Chilean Coastal Cordillera(22°–26°): a story of crustal deformation along a convergentplate boundary. Tectonics 18:895–910
Steiger RH, Jäger E (1977) Subcommission on geochronology:convention on the use of decay constants in geo- and cosmology.Earth Planet Sci Lett 36:359–362
Turner G, Huneke JC, Podose FA, Wasserbrug GJ (1971) 40Ar/39Arages and cosmic ray exposure ages of Apollo 14 samples. EarthPlanet Sci Lett 12:15–19
Tristá-Aguilera D (2007) Procesos geológicos involucrados con laformación de los minerales de mena primarios de los yacimientosestratoligados de Cu: el caso del yacimiento Lince-Estefanía,distrito MIchilla. Segunda región de Antofagasta, Chile. Ph.D.thesis, Northern Catholic University, Antofagasta, p 250
Tristá-Aguilera D, Barra F, Ruiz J, Morata D, Talavera-Mendoza O,Kojima S, Ferraris F (2006) Re–Os isotope systematics for theLince–Estefanía deposit: constraints on the timing and source ofcopper mineralization in a stratabound copper deposit, CoastalCordillera of Northern Chile. Miner Depos 41:99–105
Venegas R, Munizaga F, Tassinari C (1991) Los yacimientos de Cu–Ag del distrito Carolina de Michilla Región de Antofagasta,Chile: nuevos antecedentes geocronológicos, vol 3. Actas 6thCongr Geológico Chileno, Santiago, pp 452–455
Wolf F, Fontboté L, Amstutz G (1990) The Susana copper (–silver)deposit in Northern Chile. Hydrothermal mineralization associ-ated with a Jurassic volcanic arc. In: Fontboté L, Amstutz G,Cardozo M, Cedillo E, Frutos J (eds) Stratabound ore deposits inthe Andes. Springer, Berlin, pp 319–338
York D (1969) Least squares fitting of a straight line with correlatederrors. Earth Planet Sci Lett 5:320–324
Miner Deposita
XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
326326326326326 "
que estuviese genéticamente relacionado a la mineralización (Oliveros et al., enviado). La edad
máxima está dada por actinolitas que, aunque escasas como mineral de ganga, acompañan a la mena
en las amígdalas (Oliveros et al., enviado).
Eventos de alteración hidrotermal pudieron haber ocurrido, tanto dentro como fuera de los yacimientos,
a los ~155-156, ~148, ~143-145, ~137-139 y ~120-125 Ma (Fig. 2).
Figura 2. Resumen deedades 40Ar/39Ar(plateau y ponderadas)en rocas del distritominero Michilla.Intervalos temporalespara la mineralización deCu: gris claro, biendefinido entre 157,8±5,6y 137,4±1,1 Ma; grisoscuro, propuesto y máspreciso entre 163,5± 1,9y 157,8±5,6 Ma. 1: Edadponderada de alta Tº(VO31), 2: edadesaparentes de alta Tº(RS18), 3: isócrona 11edades (RS18). Edad Re-Os, Tristá et al. (2006).
REFERENCIASMaksaev, V.; Zentilli, M. 2002. Chilean strata-bound Cu-(Ag) deposits: An overview. In Hydrothermal Iron Oxide
Copper-Gold and related deposits: A global perspective (Porter, T.M.; editor). PGC Publishing, Vol. 2:185-205.
Oliveros, V, Tristá, D., Féraud, G., Morata, D., Aguirre, L., Kojima, S. (En revisión). Time-relationships betweenvolcanism-plutonism-alteration in Cu-stratabound ore deposits: the Michilla district, northern Chile. A40Ar/39Ar geochronological approach. Enviado a Mineralium Deposita.
Ramírez, L.; Palacios, C.; Townley, B.; Parada, M.; Sial, A.N.; Fernandez, J.L.; Gimeno, D.; García, M.; Lehmann,B. (En prensa). The Mantos Blancos copper deposit: An upper Jurassic breccia-style hydrothermalsystem in the Coastal Range of northern Chile. Mineralium Deposita, doi 10.1007/s00126-006-005-9.
Tristá-Aguilera, D.; Barra, F.; Ruiz, J., Morata, D.; Talavera, O.; Kojima, S.; Ferraris, F. 2006. Re-Os isotopesystematics for the Lince-Estefanía deposit: constraints on the timing and source of copper mineralizationin a stratabound copper deposit, Coastal Cordillera of Northern Chile. Mineralium Deposita, Vol. 41: 99-105.